- a .r - v . De - [nn a EEE TE re n — ne tt nn oo. ERLEBT WENN > sin 0 Men Ku P- N ed u ne RE anne uno + ENTE TE — u Tr TE REEL TE - U UHR SC D ALL WEBER ZEN TRETEN 2 TR ERLERNT EEE EEE -.—. RE DU en - .— u er net Bi - ee u 25 a re . " zu En EUREN LET NO TEURER 1. nigpet Pe ee en [rn garen re re BT EEE DT ETW U N u. . —— nun E ni een Fa — um rt nt Te E br nn wen — un Me - .- u . - vr pen m rare E ME en 4 - u - —- En r - — ” er - - u. ee ze 7 ” . Ei win. — u... id » ni >. Dow ” ET RE sur - -_ —-« 5 a u. .. .— -. emzr m... 430 - - ww mu 07 . >. un .. - » 6 - mr. ——n . - a a 7,0 2 —— ned TV - r er a Keen FB 3 u re a -. nun ve - > mar . „rn > 4 a) r wi 0 r ; ) AN F \ } ir We ’ N { + ir v ' ! ’ h » ’ l ; ’ ' ‘ ‘ £ ' 4 7 x 7 UT Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft. (Abhandlungen und Monatsberichte.) 62. Band. 1910. (Mit 13 Tafeln.) Berlin I911. J. G. Cotta’sche Buchhandlung Nachfolger Zweigniederlassung vereinigt mit der Besser’schen Buchhandlung (W. Hertz) W 35. Schöneberger Ufer 39. Universitäts-Buchdruckerei von Gustav Schade (Otto Francke) in Berlin N. Inhalt. 4. hinter den Titeln bedeutet Aufsatz, D. Briefliche Mitteilung, V. Vortrag in den Protokollen der mündlichen Verhandlungen, (Die Seitenzahlen der Monatsberichte sind kursiv gedruckt.) AHLBURG J.: Uber den en Aufbau von Nordcelebes. (Mit 3 Textäguren.) V. ET — Uber den Vulkan Soputan in der Minahassa. B.. . . . Beck, R.: Über die in Tektiten eingeschlossenen Gase. B.. . . BECKER, E.: Beitrag zur Tektonik des nördlichen Schwarzwaldes zwischen Baden-Baden und Herrnalb. (Mit 8 Textfiguren.) 2. BERG, G.: Die Entstehung der Orthogneise. V.. .. 2.2... — Geologische Beobachtungen in Kleinasien. Br Tafel VI und 6 Textfiguren.) A... . BrLAnck, E.: Zur Entwicklung des Pontus im jüngeren "Tertiär. B. BLANCKENHORN, M.: Einige Typen des Flenusien und Roben- hausien. (Titel.) V. i —_ Bohrmuschellöcher im Pliocän Agyptens. (Titel.) a — Neues zur Geologie Palästinas und = a Niltales. (Hierzu Tafel V und 14 Textfiguren). St ÄERLUR Bönm, J.: Der Hochfelln. (Mit 2 a Bi: DENCKMAnN, A.: Kurze Mitteilung über den palaontologischen Inhalt des Obersilurs im Kellerwalde. V. — R. Lepsıus über DENCKMANNs Silur im Kellerwalde, im Harz und im Dillgebiete. B. . . ar — Schlußwort zur Lepstusschen Kellerwald-Kritik. B. — Zur Geologie des Müsener Horstes. (Mit 4 Textfiguren). ®. Eck, O.: Vorläufige Mitteilungen über die Bearbeitung der Cepha- lopoden der SCHWEINFURTHschen Sammlung und über die Entwicklung des Turons in Ägypten. (Obere Kreide Agyp- tens.) ER ERDMANNSDÖRFFER, '0.H.: Zur Stratigraphie des Bruchber g-Acker- silurs im Oberharz. B. Finck#, L.: Eine vereinfachte graphische Darstellung der chemischen Gesteinszusammensetzung unter Benutzung der Osannschen Analysenwerte. (Mit 4 Textfiguren.) V. - FISCHER, H.: Experimentelle Studien über die Entstehung der Sedimentgesteine. (Hierzu 1 Texttafel.) 2. ä FLEISCHER, A.: Beiträge zur Frage der Ausdehnung des Magmas beim langsamen Erstarren. (Mit 1 Textfigur.) V. . FRANCKE, A.: Die Foraminiferen und Ostracoden des Untersenons im Becken von Münster in der uhren une: aus ar. zu sandiger Facies. Ba ng: mh nn Frick&: Die Arbeiten des Deutschen Ausschusses für den mathe- matischen und naturwissenschaftlichen Unterricht. V. .. . GAGEL, G.: Das älteste Diluvium Sylts. (Mit 2 Textfiguren.) Be- merkungen zu dem Vortrag von Herrn W. Wornrr. 5b.. — Interglaziale Verwitterungszonen in Schleswig-Holstein. V.. — Das marine Diluvium und die pflanzenführenden Diluvial- schichten Norddeutschlands. Eine Anfrage an Herrn Lepstus. B. GERTH, H.: Beiträge z zur Kenntnis der Tektonik des Ostendes der Weisensteinkette im Schweizer Jura-Gebirge. (Hierzu Tafel VI-IV und 8 Textfiguren.) 4. GOTHAN, W.: Zu dem Artikel von Herm WW. PRTRASCHECK" über die floristische Gliederung der Schatzlarer Schichten bei Schatzlar und Schwadowitz. 2. GRAEBNER, P.: Die natürliche Veränderung v von ı Vegetationsforma- tionen und ihre geologischen Reste. A. GRADMANN, R. Über die Bedeutung postglazialer Klimaverände- rungen für die Siedlungsgeographie . . . GRUPE, O.: Das Glazialdiluvium und die Plänerschotter des Leine- tales. (Eine Erwiderung an Herrn v. KoEnen.) D. . — Über das Alter der Dislokationen des hannoversch-hessischen Berglandes und ihren Einfluß auf Talbildung und Ra tionen. (Titel.) V. — und H. Sreemun: Die Basalte des Sollings und ihre Zer- setzungsprodukte. V.. . GRUPE, O.: Die geologischen und petrographischen Ver- hältnisse. V. . STREMME, H.: Die "Zersetzung der Sollingbasalte in chemischer Hinsicht. V. HAARMANN, E.: Doppelte Lobenlinien bei Ceratiten. (Hierzu 1l Texttafel.) V. 5 RT HÄBERLE, D.: Cirripedier 2) aus der alpinen Tras Bo HARBORT, E.: Zur Geologie der nordhannoverschen Salzhorste. (Mit 2 Textfiguren.) V. Huss v. WICHDORF 1 Jake Über ein neues ausgedehntes dilaviales Kalklager bei Gr.-Drewitz unweit Guben. (Mit 5 Textfiguren.) Hocuse, E.: Salzquellen "und Salzmoore in der Asse und am Hesse- berge. (Vorläufige Mitteilung.) 2. v. HOERNER, THOMAS: Über die Asinityorkominnd se von nn in Sachsen und die Bedingungen der Axinitbildung überhaupt. (NitaleBexthoun)e An JAEKEL, O.: Die Fußstellung und Lebensweise der groben Dino- saurier. (Mit 3 Textfiguren.) . — Naosaurus Üredneri im Rotliegenden von Sachsen. (Hierzu 1 Lichtdrucktafel und 4 Textfiguren.) £. . ws — Über ein diluviales Bruchsystem in Norddeutschland. “ (Mit 2öTexthouren) V we. .; JENTZSCH, A.: Trias in den russischen Ostseeprovinzen. Be JOKSIMOWITSCH, ZiWKO J.: Die zweite Mediterranstufe von Porto Santo und Selvagem. (Hierzu Tafel I—1II und 7 Textfiguren.) — Nachtrag zu meiner Arbeit: Die zweite Mediterranstufe von Porto Santo und Selvagem. B. ...... KEILHAcK: Über Bohrmuschellöcher. (Titel.) V. KESSLER: Zur Entstehung der mittelrheinischen Tiefebene. 2. KLEMM, G.: Über den Roßberg bei Darmstadt. >. — Über die Tessiner „Gneise“. Dat v. KOENEN, A: Über die ‚Gliederung der ober: en ‘Schichten des Mainzer Beckens. B.. . — Über die Plänerschotter und das Diluvium des Leinetales. B. — Nochmals die Plänerschotter. D.. Kranz, W.: Hebung oder Senkung beim Rheinischen Schiefer- sebirge. BD... — Zur Tektonik des Siebengebirges. (Mit 3 Textfiguren.) 3 KRAUSE, Ernst H.L.: Die wen des Klimas seit der letzten Eiszeit. A. . . KRAUSE, P. G.: Über unzweifelhaft vom Menschen bearbeitete Quarzitscherben mit Eolithen-Charakter vom Löß bei Allrath. (Titel) V. LACHMANN, R.: Die Natur des Everdingschen deszendenten Haupt- salzkonglomerats. Ware ER ENG yet — Salinare Spalteneruption gegen Ekzemtheorie. B. . — Über autoplaste (nichttektonische) Formelemente im Bau der Salzlagerstätten Norddeutschlands. V. Lepsius, R.: Nochmals das Silur im Kellerwalde. B. _ Schlußwort zu DENCKMANNs Silur im Kellerwald. 2... — Über Gletscher-Erosion. Be... .. MADDALENA, L.: Über einen neuen nephelin- und noseanführenden Basaltgang im Vieentinischen. (Mit 3 Textfiguren.) DB. ... . MEenzer, H.: Die ersten Paludinen aus dem Posener Flammenton. V. — Klimaänderungen und Binnenmollusken im nördlichen Deutsch- land seit der letzten Eiszeit. A.. . — siehe auch F. Sonnperor und H. Mexzer.. MeEyER, H.L. F., und Orro A. Werrer: Zur Geologie des süd- lichen Graubündens. (Mit 3 Textfiguren.) D. . MorDzıor, C.: Zur Frage nach der Altersstellung der oberen Ab- teilung des Mainzer Tertiärs. 5. NAUMANN, E.: Basaltvorkommen im Salzlager "des Schachtes der Gewerkschaft Heldburg. V.. NOETLING, F.: Entgegnung an Herrn H. Basuoow. BD. ee OPPENHEIM, P.: Bemerkungen zu Prof. JOHANNES Feuix’: Über eine untertertiäre Korallenfauna aus der Gegend von Barce- \ameo. Bee ara ae PASSARGE: Die pfannenförmigen Hohlformen in den Steppenge- bieten Südafrikas und das Problem der Klimaänderung seit dem Diluvium. (Mit Lichtbildern.) (Titel) V. . Pauıcıppr, E.: Über die präoligocäne Landoberfläche in Thüringen. (Hierzu aelilN\ und 22 Textfiguren.) Ar. .........2.. Pıcarn, K.: Campylosepia elongata n.sp. DB. . PIRTZSCH, K.: Cruzianen aus dem Untersilur des Leipziger Kreises. (Hierzu Tafel XI—XIlI und 1 Textfigur.) A. ; QUAAS, A.: Das geologische Alter der Braunkohlenablagerungen v von Ompert und Helenabrunn, des Lied- und des Hülser Berges. B: — Beiträge zur Geologie der Niederrheinischen Bucht. u. . Ein \ neuer oberoligocäner Fossilfundpunkt bei Süchtetn. ». F RAmAnn, E.: Einteilung und Bau der Moore. 4. 5 — Beziehungen zwischen Klima und dem Aufbau der Moore. al | Range: Zur Geologie des Namalandes (Deutsch-Südwestafrika.) V. Seite 361 93 MI REcK: Über Erhebungskratere. (Mit 9 a. V. RICHTER, P.: Nathorstiana P. RiCHTER und ylindrite svongioides Gorpr. V. RımAann: Der geologische Bau des TIsergebirges und seines nörd- lichen Vorlandes. (Titel.) I”. — Magmatische Ausscheidung von Zinkblende im Granit des Riesengebirges. (Titel.) ER SAPPER, K.: Uber isländische Lavaorgeln und Hornitos. Be . . SAUER, A.: Über Pechstein von Meißen und Felipe von Dobritz. B. - SCHMIDT, A.: Carbonicola und Palaeanodonta im limni 2 dur 2 ee u ee er 11 gern dort ansiedelt, wo das Gesteinsgefüge ein mehr gelockertes ist, und daß die borsäurehaltigen Dämpfe ihren Weg gleichfalls nach diesen Orten, als Stellen geringsten Widerstandes, nahmen. Als Drusenmineral ist noch Prehnit zu erwähnen, der in farblosen radialstrahlig gebauten Kugeln vorkommt. Akzessorisch findet sich ferner Pyrit in den Schiefer eingesprengt. Auf- fallend ist das scheinbare Fehlen von Rutil im Gegensatz zu seiner sonst fast allgemeinen Verbreitung in den Amphibol- sesteinen dieser und der benachbarten Sektionen. Der Feldspat tritt in rundlichen, wasserklaren Körnern von sehr verschiedener Größe auf und zeigt nirgends eine Be- srenzung durch Krystallflächen, vielmehr sind gebuchtete und ausgezackte Ränder die Regel. Polysynthetische Zwillings- bildung wird fast nirgends beobachtet, während einfache Zwil- linge nicht selten sind. Eine Prüfung nach der BEckEschen mikrochemischen Methode ergab, daß die Feldspate fast durch- gängig einer Art angehören müssen, da sie sich nach Be- handlung mit Flußsäure durch Methylviolett gleich intensiv färben. Nach aller Analogie handelt es sich im vorliegenden Falle um Albit, sekundär entstanden aus einem Kalknatron- feldspat, dessen Anorthitmolekül einer weiteren Umwandlung in Zoisit resp. Epidot und Quarz unterworfen wurde. Darauf deuten sowohl die durchgängige Vergesellschaftung dieser Mineralien als auch die gelegentlichen, als Umwandlungsprodukte anzuerkennenden Einschlüsse von Gliedern der Zoisit-Epidot- Gruppe in den Feldspaten. Als weitere Einschlüsse im Feld- spat sind Hornblendenädelchen zu nennen. Stellenweise kommt mit dem Axinit zusammen ein trüber, stark zersetzter Feldspat vor, der, makroskopisch betrachtet, von gelbbraunen Partien durchsetzt ist. Der Feldspat füllt Zwischenräume und dreieckige Zwickel zwischen Axinitkrystallen aus, die ihrerseits vielfach von Epidotkörnchen erfüllt sind. Außer dem Feldspat ist ‘ein Chlorit, gleichfalls jünger als der Axinit, reichlich vorhanden. Er bildet radıalstrahlige Rosetten, die unter gekreuzten Nicols das Interferenzkreuz der Aggregat- polarisation zeigen. Solche Rosetten sitzen allenthalben in den Feldspatpartien. Daneben kommen auch geradlinig begrenzte Formen, aber ohne irgendwie charakteristische Endigungen. auch verbogene, zusammengestauchte, wurstähnliche Gebilde vor. Pleochroismus sehr deutlich: gelbgrün parallel der Spalt- barkeit, blaßgrün bis farblos senkrecht zu dieser Richtung. Die Polarisationsfarben sind zum Teil durch die Eigenfarbe modifiziert, im ganzen herrscht aber ein schönes Lavendelblau lee vor. Die mehr braungelbe Färbung mancher Partien im Hand- stück ist wohl auf Eisenderivate zurückzuführen. Der Axinit behauptet diesem sowohl wie dem Feldspat gegenüber die eigenen Krystallgrenzen. Das Gestein der Hormannschen Fabrik Die wesentlichen Gemengteile werden von Chlorit und gemeiner srüner Hornblende gebildet nebst lokal sich anreicherndem Feld- spat, einem malakolithartigen Pyroxen und Quarz. Auf den Mineralbestand soll weiter unten näher eingegangen werden. Auf dem Wechsel in der Zusammensetzung der Hauptkonsti- tuenten beruht die auffällige Bänderung des Gesteins. Hell- grünliche bis weiße und dunkler grüne Lagen von verschiedener Mächtigkeit, sehr häufig nur zentimeterbreit und weit darunter, setzen es im wesentlichen zusammen. Daneben kommen auch größere ungebänderte Partien von dunkelgrünlicher Färbung vor, frischer und dem normalen chloritischen Hornblendeschiefer der Sektion ähnlich. Wo die Bänderung herrscht, da gelangt das Bild der Stauchungen und Biegungen, denen diese Ein- lagerung im Glimmerschiefer bzw. Phyllit bei der Gebirgs- bildung unterworfen wurde, besonders deutlich zur Geltung. An manchen zutage geförderten Blöcken gewinnt man den Eindruck, als ob die Einlagerung mit dem Nebengestein geradezu verknetet worden wäre. Eines greift ins andere hin- ein, so daß die Grenzen zwischen beiden mit bloßem Auge nicht hose sind, um so weniger, als die ineinandergequetschten Lagen bis zur ans von wenigen Millimetern herabsinken. Tollllverche Spalten und Hohlräume sind von Mineral-Neubil- dungen ausgefüllt worden: Außer Quarz sind Epidot, Axinit und .Kalkspat die häufigsten. Das Korn ist fein und im allgemeinen in den hellen Lagen etwas gröber als in den dunkeln Partien. Das Gestein ist stellenweise hochgradig mürbe oder sogar in rascher Zersetzung begriffen. Die Mineralzusammensetzung wechselt oft auf kurze Ent- fernung. Vorherrschend sind Chlorid und gemeine grüne Horn- blende, deren Strähne zu feinfilzigen Aggregaten verwoben mit ihrer Längsrichtung parallel zur Schieferung verlaufen und vielfach in ein schmutzig graugrünes oder bräunliches Zer- setzungsprodukt umgewandelt sind. Die an Feldspat und Quarz armen Lagen werden neben Chlorit und Hornblende lokal von Aggregaten eines diopsidähnlichen Pyroxens beherrscht, der u. d.M. farblos bis mehr oder minder hell lauchgrün hei und genau demjenigen aus dem oben beschriebenen chloritischen Hornblendeschiefer entspricht. Derartige Pyroxene nehmen in 13 den Amphibolgesteinen dieser und der Nachbarsektionen häufig Anteil an der Zusammensetzung. Feldspat gehört gleichfalls zu den wesentlichen und lokal vorherrschenden Ge- mengteilen. Seine Anreicherung äußert sich in den hellen Lagen des Gesteins. Nirgends zeigen sich automorphe Individuen, vielmehr sind es ebensolche wasserhelle Körner, wie sie in dem vorher besprochenen Gestein vorkommen. Auch hier fehlt die polysynthetische Zwillingsbildung, auch hier sind es teils ein- fache Zwillinge, teils Einzelindividuen. Einschlüsse im Feld- spat bestehen aus Apatitsäulchen, Titanit in spitz rhombenför- migen Durchschnitten, Epidot- bzw. Zoisitkryställchen und -körnchen, Zirkon und dem oben genannten Pyroxen. Wo In- dividuen dieses letzteren mit Feldspat zusammenkommen, ist dieser gegen jenen xenomorph. Krystallographische Umgren- zungen von Feldspat sind nur gegen Chlorit stellenweise zu beobachten. Quarz ist nur lokal angereichert und bedingt mit (wenn auch meist gegen den Feldspat stark zurücktretend) das hellere Aussehen gewisser Lagen. Er zeigt die bekannten Aggregate von unregelmäßigen kleinen zackig ineinandergreifen- den Körnchen. Epidot nimmt hier an der Zusammensetzung des Gesteins selbst keinen hervorragenden Anteil, hat sich viel- mehr in diesem Vorkommnis meist in den zahlreichen Drusen angesammelt, wo er neben Axinit und oft mit diesem zusammen das bemerkenswerteste Mineral ist. Neben dem Epidot kommt mikroskopisch auch reichlich Zoisit als akzessorischer Bestand- teil des Schiefers vor, und die Glieder dieser Mineralgruppe sind ebenso entstanden zu denken, wie oben ausgeführt. Von weiteren Akzessorien sind zu nennen: Kalkspat, Titanit, Titaneisen, Apatit, Rutil, Zirkon (zuweilen mit dunklen Höfen im Chlorit sitzend), Muscovitschüppchen, Turmalin. Dieser zeigt nach der c-Achse gestreckte Säulchen und Körner und ist in manchen Präparaten ziemlich reichlich ver- treten. Da, wie gesagt, die Zusammensetzung des ganzen Gesteins eine sehr wechselnde ist, mußte darauf verzichtet werden, die Akzessorien nach ihrer Häufigkeit aneinanderzureihen. Wie schon eingangs erwähnt, hat sich in Drusen, Klüften und Spalten der Axinit angesiedelt. Wo er von Quarz be- gleitet oder umgeben wird, ist er automorph gegen diesen aus- gebildet, also älter. Das mikroskopische Präparat einer solchen Stelle zeigt Axinit und Quarz, beide mit Einschlüssen von Epidotkrystallen, unregelmäßig in verschiedener Richtung ein- gewachsen. Außerdem umschließt der Quarz feinste Nädelchen von Strahlstein. Solche Strahlsteinnädelchen, mitunter mit 14 hübsch entwickelten Endflächen, blaßgrünlich und farblos, kommen auch selbständig als feinster wolliger Filz, kleine Hohlräume ausfüllend, vor. Dieser ganze Filz ist dann durch Mn OÖ rotbraun gefärbt und erst durch Behandlung mit HC] kommt die Eigenfarbe zur Geltung. Auf Klinopinakoidschnitten wurde die maximale Auslöschungsschiefe zu 15° im spitzen Winkel 2 bestimmt. Epidot ist überhaupt steter Begleiter des Axinits und immer das ältere Mineral in der Krystallisationsfolge. Die im Schliffe blaßgelblichen, in der Richtung der Orthodiagonale verlängerten sechsseitigen Säulchen des Epidots ragen in die Hohlräume der Drusen hinein oder erfüllen mehr oder weniger vollständig, allein oder mit Axinit zusammen, die zahlreichen Fugen und Spalten im Gestein. Der Axinit übernimmt die Rolle des zuletzt ausfüllenden Materials. Dabei bleibt der Epidot immer frisch und intakt, seine Flächen setzen scharf und geradlinig gegen den Axinit ab. Von anderen Silikaten trifft man keine Spur in dieser Gemeinschaft. Hin und wieder füllt Kalkspat die Zwischenräume aus, xenomorph gegen beide Silikate. Ebenso, nur noch seltener, findet sich Quarz. Das älteste Vorkommen des Thumer Axinits steht mit diesem letzteren wahrscheinlich in engstem Zusammenhang. Nicht volle 200 m von der Hormannschen Fabrik in westnord- westlicher Richtung stand dort, wo jetzt der Friedhof liest, die alte Blei- und Silberzeche, St. Niklas-Morgengang ge- nannt, die mit den Erzen zusammen den erstmalig beschriebe- nen Axinit zutage gefördert hat. Heute ist das Axinitvor- kommen nicht mehr zugänglich, daher möge hier die Beschrei- bung Platz finden, wie sie sich in den Akten der Kgl. Berg- akademie zu Freiberg i.S. findet. (Acta Freiberg 1803. Das Berggebäude, Blei- und Silberzechen-Stolln zu Thum be- treffend.) Dort heißt es S. 137 im Betriebsplan für 1855. „Benennung der Lagerstätten, auf welche die Grube zu bauen hofft und deren Beschaffenheit bezüglich der Erzführung: Der eine Gang hat eine durchschnittliche Mächtigkeit von 0,26 Lachter, ein mittleres Streichen in SW und ein durchschnittliches Fallen von 75—80° in NW, führt hauptsächlich Gneus, Quarz, Feld- und Kalkspath, auch Axinit mit Kupferkies, Schwefelkies und Zinkblende mit silberhaltigem Bleiglanz. Der zweite Gang dagegen hat eine mittlere Streichrichtung in SO, ein ziemlich saigeres Fallen in SW und führt bei einer Mächtigkeit von 0,5—0,6 Lr. Kupfer- und Arsenkies, hauptsächlich aber reine krystallinische Zinkblende.“ Weiter heißt es S. 145: „Der Morgengang 6—10 Zoll mächtig besteht aus Gneus, Grünstein, - 115) Axinit, Kupferkies, Arsenikkies, Zinkblende.* S. 152 folgt eine Anzeige des Berggeschworenen TuızEı.Ee an das Kgl. Bergamt in Marienberg vom Mai 1857. Danach beträgt. die Länge des Stollens vom Mundloch am Jahnsbach bis an den Ort St. Niklas- Morgengang in nördlicher und nordwestlicher Richtung 260 Lr., die Größe des Grubenfeldes 5000 O Lr. „Hauptsächlich ist es ein Lager und der St. Niklas Morgengang, welche bei dieser Grube bekannt geworden sind. Sie setzen beide im Gneus auf, der St. Niklas Morgengang streicht hora 5, fällt 60—65° in NW und ist für sich allein ganz unbedeutend, indem er von dem südwestlichen Stollnorte nur 1—2 Zoll mächtig ist und aus Letten, Gneus und Quarz besteht. Wichtiger ist das Lager in ca. 264 Lr. westlicher Entfernung vom Stollnmundloch. Streichen und Fallen sind noch nicht genau ermittelt, doch scheint das Streichen sich zwischen hora 2—3 zu halten und sein Fallen 30—50° gegen W gerichtet zu sein. Soweit be- kannt, ist es ca. 1 Lachter mächtig und führt Gneus, Grünstein, Quarz, Kalkspath, Axinit, Arsenik- und etwas Kupferkies sowie braune Blende. Die Teufe des St. Niklas-Ganges ist 12 Lr., das Lager ist ungefähr in S Lr. Teufe unter Tage getroffen worden und in den zwanziger Jahren des 19. Jahrhunderts auf Arsenikkies abgebaut worden.“ Schließlich berichtet (S. 160) derselbe THIELE im Juli 1857: „Vom Ansetzungspunkt des St. Niklas Morgenganges ist bei 3,5 Lr. südwestlicher Ver- längerung ein hora 2—3 streichendes 30—35° gegen NW fallen- des Lager angefahren worden, welches sich mit dem genannten Morgengange 11 Lr. nach SW schleppte und dann ins Liegende ‚des Morgenganges absetzte. Auf dem Schleppkreuz ist dasselbe bis 1 Lr. mächtig und besteht aus Glimmerschiefer, Grünstein, Quarz, Kalkspath, Axinit, Arsenik- und etwas Kupferkies sowie aus brauner Zinkblende. Nach Mitternacht ist dieses Lager in der jetzigen Betriebsperiode 10 Lr. aufgeschlossen, vor Ort aber zuletzt sehr arm angetroffen worden, sodaß man sich veranlaßt gesehen, dasselbe einzustellen. Das Lager streicht hora 5,4, fällt 64° in NW, besteht aus aufgelöstem Glimmerschiefer, Grünstein, Axinit und Spuren von brauner Zinkblende und ist c. 40—50 Zoll mächtig. Um das Lager, nachdem es sich von dem St. Niklas Morgengange in dessen Liegendes hineingezogen hatte, wieder auszurichten, hat man vom St. Niklas Tages- schacht 6 Lr. gegen SW einen Querschlag in der Richtung SO hora 11 angesetzt und damit auch bei 2,7 Lr. Erlängerung dasselbe angefahren. Es streicht hora 5,4, fällt 35° in NW und ist 8—12 Zoll, aus Glimmerschiefer, Letten, Quarz und Axinit bestehend, mächtig.“ 16 Soweit der Bericht. Genauere Angaben über die Art des Axinitvorkommens durfte man in den Bergmännischen Akten nicht erwarten. Dem freundlichen Entgegenkommen des Herrn Kaufmann FrıepricH zu Thum verdankt Verfasser eine Stufe dieses alten Vorkommens, welche die Vergesellschaftung der Erze mit dem Axinit zeigt und sich mit den entsprechenden Stufen in der Freiberger und Leipziger Sammlung deckt. Es ist ein derbes Gemenge von vorwiegend Arsenkies mit dunkler Blende und etwas Pyrit. Von den Erzen heben sich hier und da Partien des graulichvioletten Axinits als Zwischenklemmungs- masse deutlich ab. Im Dünnschliffe erweist es sich, daß die Erze älter sind als der Axinit, während sie selbst gleichzeitig entstanden sein müssen, da sie sich gegenseitig bei Erhaltung ihrer Krystall- formen abwechselnd umschließen. Es handelt sich wohl über- haupt um die Art des Vorkommens, die BREıTHAuPT (Para- genesis der Mineralien 1849, S. 157) die „Pyritische Blei- und Zinkformation“ nennt. Er charakterisiert sie als aus Bleiglanz, schwarzer Zinkblende, Arsenkies, Eisenkies, Schwefelkies, Magnetkies und Kupferkies neben Quarz bestehend. Dabei liegen oft die Mineralien dieser Formation in derben Massen durcheinander, und eine bestimmte Sukzession läßt sich nicht beobachten; doch lassen sich zuweilen in den vorkommenden Gangdrusen im allgemeinen Bleiglanz und Zinkblende als die älteren, die Kiese als die jüngeren Glieder erkennen. In den vorliegenden Präparaten ist der Axinit mit Arsenkies und Zink- blende in der Weise vergesellschaftet, daß das Silikat die Zwischenräume zwischen den Erzen ausfüllt, die mit scharfen intakten Ecken und Flächen dagegen absetzen. Die Zinkblende wird an ihren Rändern stellenweise braun durchscheinend. Der Axinit ist zuweilen durchspickt mit unregelmäßig verteilten kleinen Epidotkörnchen. Hier und da werden vom Erze frei- gelassene kleine Zwischenräume von einem braun-grünlichen Zersetzungsprodukt ausgefüllt. Sonst kommen weiter keine Mineralien in dieser Kombination mit Erzen vor. Die Bildung des Axinits auf dieser Erzlagerstätte kann auf zweierlei Art zustande gekommen gedacht werden. Ent- weder war die Erzmasse anfänglich von einem locker-porösen Gefüge, und in die Interstitien ist durch pneumatolytische Wirkung Axinit zum Absatz gelangt, oder es sind durch diese Tätigkeit nichtmetallische Substanzen, welche Zwischenräume zwischen den Erzpartikeln eingenommen hatten, unter Zufuhr von Solutionen aus dem Nebengestein in Axinit übergeführt worden. IH Aus der Intaktheit der Erzindividuen läßt sich der Schluß ziehen, daß die Temperaturen bei den sich abspielenden che- mischen Prozessen nicht so hoch gewesen sein können, daß ein Anschmelzen von Arsenkies oder Zinkblende stattgefunden hätte. Eine genaue Berechnung der Maximaltemperatur läßt sich natürlich trotzdem nicht anstellen, weil nicht der Schmelz- punkt dieser Erze bei normalem Atmosphärendruck einer solchen zugrunde gelest werden könnte, und der wirkliche Betrag des Druckes sich der Beurteilung entzieht. Über die geologischen Bedingungen der Axinitbildung überhaupt und speziell derjenigen im Erzgebirge. Betrachtet man die Kartenskizze auf S. 21 und erwägt zugleich, daß die auf diesem kleinen Ausschnitt des Erzgebirges eingetragenen Axinitvorkommen die einzigen sind, die dieses Gebirge überhaupt aufzuweisen hat, so wird man unwillkürlich vor die Frage nach der eventuellen Ursache dieser Erscheinung gestellt. Um ein Verständnis für die betreffenden Verhältnisse zu gewinnen, wird es nötig sein, einige Betrachtungen geologi- scher Natur über die Axinitbildung im allgemeinen anzustellen. Da wird zunächst konstatiert werden können, daß überall, wo Axinit in granitreichen Gebirgen vorkommt, die Fund- stätten dieses Minerals in ähnlicher Weise wie im Erzgebirge auf nur wenige Orte konzentriert sind, so in den Alpen, in den Pyrenäen, auf der cornischen Halbinsel usw. Zugleich läßt sich eine gewisse Gesetzmäßigkeit in den räumlichen Beziehungen dieser Fundstätten zu den Granit- massiven nicht übersehen. Sie sind nämlich entweder an der Peripherie der Granitkörper in deren Kontakt mit kalkreichem Nebengestein (bzw. mehr oder weniger darüber hinaus s. u.) ge- legen, oder sie sind quasi als Vorposten bzw. Nachzügler in der Hauptrichtung eines durch die Denudation bloßgelegten Zuges von Graniten zu suchen, wobei die Entfernung von dem nächst- gelegenen zutage gehenden Tiefengestein zuweilen eine recht beträchtliche sein kann. Wo granitisches Magma bei der Entstehung eines (Gre- birges in die sich bildenden Faltenräume eindrang, da mußte sich naturgemäß bei fortschreitender Denudation die Längs- richtung des Gebirges auch in einer mehr oder minder geraden Reihe (oder mehreren derselben) von allmählich bloßgelegten Granitpartien ausdrücken. Solche Reihen sehen wir in den Alpen, den Pyrenäen, der cornischen Halbinsel, den deutschen Mittelgebirgen usw. aufgeschlossen. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 2 18 Nun ist der Axinit in weitaus den meisten Fällen zweifel- los als Produkt der pneumatolytischen Wirkung graniti- schen Magmas erkannt worden. Immerhin aber gibt es, wie gesagt, unten näher erörterte Axinitvorkommen, die so weit von zutage gehenden Graniten entfernt sind, daß man sie unmöglich auf diese als ihre Urheber beziehen kann. Wenn nun aber solche Fundorte fast ausnahmslos in der Richtung eines Zuges von Graniten in dessen Verlängerung liegen, und die Gebirgsbildung das Vorhandensein noch nicht denudierter Granite zum mindestens wahrscheinlich macht, so dürfte wohl die Auffassung, daß in solchem Fall der Axinit seine Ent- stehung einem nicht gar zu weit von der Oberfläche anstehenden Granit verdankt, eher zulässig sein, als die künstliche Kon- struktion einer Ausnahme, derzufolge entweder auch andere be- nachbarte Eruptivgesteine unter Umständen Borsäuredämpfe zu exhalieren befähigt erschienen, oder gar hier der Axinit über- haupt nicht pneumatolytischer Natur wäre. Daß die Mineralien der pneumatolytischen Gruppe überhaupt sehr häufig viel weiter von heute an der Erdoberfläche anstehenden Eruptivgesteinen zur Ausbildung gelangt sind als die rein thermodynamischen Er- scheinungen der eigentlichen Kontaktmetamorphose reichen, ist längst aufgefallen, und es ist insofern ganz natürlich, als letztere an den Körper des metamorphosierenden Gesteins, während erstere dagegen an Spalten gebunden erscheinen!). In diesem Zusammen- hang sei auch eine erst kürzlich erschienene Abhandlung von G. Barrow und H.H. Tnomas: Über Graniteinwirkungen aus der Gegend von Bodmin (Cornwall) erwähnt. (Ref. im Centralbl. f. Min.1908, Nr.10, S.312.) Danach sind die Gasintrusionen später erfolgt als die thermometamorphischen Vorgänge und bringen öfters ihre größte Wirkung erst jenseits der Kontaktzone hervor. So kann es sich nach Maßgabe des Spaltenverlaufs zu- tragen, daß in allernächster Nähe der Granitgrenze überhaupt gar keine pneumatolytischen Bildungen entstanden sind, sondern erst weiter draußen, und daß ihr Vorkommen von dem Granit durch eine von ihnen freie Zone getrennt ist. Was nun im speziellen die Axinitisierung anlangt, so ist dieselbe nicht nur abhängig von der Granitnähe, sondern zu- gleich von der Gegenwart eines axinitisierungsfähigen, d. h. also in erster Linie kalkreichen Nebengesteins. ‘) Vgl. Zırket (Lehrbuch d. Petrogr. VI, 2. Aufl, S. 118 ff.), RoSENBUSCH (Elem. d. Gesteinslehre, 2. Aufl., S. 44), auch WEINSCHENK (Uber Mineralbestand und Struktur d. krystallinischen Schiefer. Abh. d. k. bayr. A.d. W. 1906, II. Kl, XXI, 3. Abt., S. 760 ff), LUEDECKE (Die Mineralien des Harzes. Berlin 1896, S. 539). 19 Es werden somit die drei Grundbedingungen gegeben sein müssen, damit es zur Bildung von Axinit kommt: 1. Entwicklung pneumatolytischer Agenzien aus einem sranitischen Magma, 2. ausreichende Spaltenbildung mit geeignetem Verlauf, 3. axinitisierungsfähiges Nebengestein. Zur Erklärung der relativ großen Seltenheit des Axinits diene noch folgende Erwägung: Vergegenwärtigt man sich, daß bei einer Auffaltung oder Auftreibung von Schichten durch gebirgsbildende Prozesse Spaltenbildung und Zerklüftung nach der Scheitelregion der Antiklinalen zu am energischsten vor sich gehen wird, so sind auch die Wege gegeben, auf denen etwa unterhalb der gestörten Straten entstehende Fumarolen am ausgiebigsten an die Ober- fläche gelangen werden. Wo also auf Pneumatolyse zurück- zuführende Mineralneubildungen sich finden, da werden längs vertikaler Spalten aufgestiegene Dämpfe im allgemeinen eher als Ursache anzunehmen sein und außerdem eine beträchtlich intensivere Wirkung auszuüben vermögen als solche, die längs horizontaler Spalten ins Nebengestein eingedrungen wären. Setzt nun die Denudation ein, so werden von ihr ja gerade diese Scheitelregionen und mit diesen die pneumato- lytischen Mineralien am ersten und vernichtendsten ergriffen werden. Fundorte des Axinits und seiner Genossen werden also am ehesten dort vermutet werden können, wo eine ver- hältnismäßig dünne Lage von älteren Gesteinsschichten, die den Gasen von unten herauf den Durchtritt auf Spalten ge- statteten, noch über einem Granitstock oder -massiv erhalten geblieben ist, die Gegenwart von axinitisierungsfähigem Gestein selbstredend vorausgesetzt. Ob das auffällige Fehlen der gewöhnlichen thermo-meta- morphischen Kontakterscheinungen, wie es an gewissen Re- gionen in nächster Nachbarschaft von Tiefengesteinen zuweilen konstatiert wurde!), am Ende auch auf Denudationswirkung zurückgeführt werden könnte in Verbindung mit vielleicht un- gewöhnlicher lokaler Konfiguration des Tiefengesteinskörpers, soll hier nicht näher untersucht werden. Nur festgestellt soll werden, daß im Gegensatz zur Seltenheit der Axinitvorkommen die gewöhnlichen Kontakterscheinungen vom Granitkörper so l) ZIRKEL (Lehrb. d. Petrogr. I, 2. Aufl., S. 587). Als Beispiele dieser Erscheinung werden die Westseite des Granitmassivs von Huel- goat in der Bretagne und die unmittelbare Umgebung des Elsässer Belchen genannt, auch die Dictyograptusschiefer im Granitkontakt bei Gunildrud in Norwegen. >E 20 allgemein beobachtet werden, daß man nicht ansteht, die unter- irdische Anwesenheit eines solchen anzunehmen, auch wo er unterhalb der überlagernden Schichten nicht direkt nachgewiesen wurde, wenn diese nur in petrographischer Beschaffenheit mit den typischen kontaktmetamorphen Gesteinen übereinstimmen, und die tektonischen Verhältnisse einer solchen Annahme nicht widersprechen. Als ein typisches Beispiel hierfür seien die Fruchtschiefer von Ebersbach und Eichist der Sektion Adorf in Sachsen erwähnt. Darüber wird berichtet (Erl. z. g. Sp.-Karte, R. Bec«, Leipzig 1884): „Wenn "diese Schiefer schen im äußeren Ansehen nicht zu unterscheiden sind von den Fleck- und Fruchtschiefern, welche den äußeren Kontakthof der die erzgebirgischen Phyllite und Tonschiefer durchsetzenden Granit- stöcke bilden, so ergibt auch die mikroskopische Untersuchung ihre völlige Übereinstimmung mit diesen nachweislich kontakt- metamorphischen Gesteinsmodifikationen ..... Nicht nur die ....... petrographische Beschaffenheit der Fleckschiefer ... sondern auch die abnormen Konturen des von ihnen gebildeten Areals legen die Vermutung nahe, daß wir es hier ebenfalls mit den Produkten einer Metamorphose zu tun haben, welche ein ın verhältnismäßig geringer Tiefe anstehender flachgewölbter Granitstock auf die ihn überlagernden und verbergenden Schiefer ausgeübt hat... . Vielleicht nicht zufällig ist die geographische Lage dieser Fleckschiefer. Verbindet man nämlich den Mittelpunkt des Kirchberger und denjenigen des Lattengrüner Granitmassivs, so schneidet die Verbindungslinie in ihrer südwestlichen Verlängerung den fraglichen Fleck- schieferkomplex bei Ebersbach und Eichigt.“ Es fragt sich nun, wieweit etwa auch dem Axinit ein ähnlicher diagnostischer Wert wie den soeben erörterten Kontakt- erscheinungen in denjenigen Fällen zugesprochen werden dürfte, wo die Quelle seiner Entstehung nicht zutage liest. Eine Besprechung der uns bekannt gewordenen Axinitvorkommen dürfte vielleicht einiges für eine Beantwortung dieser Frage in positivem Sinne ergeben. Die Axinitvorkommen im Erzgebirge. Betrachten wir die erzgebirgischen Vorkommen von Axinit auf ihren geologischen Verband hin, so ergibt sich die Tat- sache, daß dieses Mineral ganz streng an die Nachbarschaft von Granit gebunden ist. In welchem Sinne das aufzufassen ist, ergeben die weiter unten angestellten Erörterungen. Im Erzgebirge fällt diese Abhängigkeit um so mehr auf, als hier 2] auf verhältnismäßig kleinem Raume Eruptiva verschiedensten Alters und verschiedenster Konstitution an die Oberfläche” ge- langt sind. Kun U x 2 4 o® ” Ihnvarzenborg r rimekäötet Ye Sslborhofmung 2 Oflagnotendorg Granit Axinitvorkommen Übersichtskarte der erzgebirgischen Axinitvorkommen. Es sei noch hervorgehoben, daß das Gebundensein“von Axinit an die Nähe des Granits in dessen engstem Sinne zu nehmen ist, und die nach den neuesten Forschungen (Geol. Übersichtskarte des Königreichs Sachsen, bearbeitet von HERMANN ÜREDNER, Leipzig 1908 — sowie C. GÄBFRT, Die 22 Gneise des Erzgebirges und ihre Kontaktwirkungen, Z.d.D. Geol. Ges. 1907, Heft 3) als granitische Eruptivgesteine auf- zufassenden Gneise dieses Mineral in ihrem Kontaktgebiet nicht aufzuweisen haben, obgleich in ihrer Umgebung kalk- reiche Einlagerungen wie Amphibolite und Kalksteine nicht fehlen, die gegebenenfalls die zur Axinitbildung notwendige Unterlage geboten hätten. Von borsäurehaltigen Mineralien in den Gneisen und ihren Kontakthöfen ist nur Turmalin bekannt. Faßtman nun nach dieser Einschränkung die erzgebirgischen Granite näher ins Auge, so ergibt sich, wie gesagt, weiterhin, daß durchaus nicht sämtliche eine Veranlassung zur Axinit- bildung in benachbartem Gestein gegeben haben. Vielmehr ist es eine topographisch leicht zu präzisierende Zone innerhalb der Schieferformationen, die von benachbarten Graniten axini- tisiert worden ist. Es ist 1. das Gebiet zwischen der Nordostflanke des Eiben- stocker Granitmassives und den kleinen dieser Flanke parallel- laufenden Granitentblößungen der Sektionen Schneeberg und Schwarzenberg-Aue mit einer südöstlichen Fortsetzung Si zu den Tellerhäusern anf Sektion Wiesenthal; 2. die durch die kleinen in der ehimas Geyer— Thum aufsetzenden Granitstöcke gekennzeichnete Gegend. Die beiden der Längserstreckung dieser Zonen entsprechenden Linien erweisen sich als mit jenen beiden Hauptrichtungen (SW—NO und SO—NW) übereinstimmend, die in der Tektonik des sächsischen Erzgebirges in so markanter Weise zum Ausdruck kommen. Die Frage nach der Ursache einer so sinnfälligen Kon- zentration der erzgebirgischen Axinitvorkommen wird unter den im vorhergehenden Abschnitt erwähnten Gesichtspunkten gelöst werden können. Wenn ursprünglich gewiß an vielen Stellen des Erzge- birges die drei Hauptbedingungen gegeben waren, bei deren Zusammenwirken unser Mineral allein zur Ausbildung gelangen kann, und in dieser Beziehung die nunmehr axinitführende Zone prinzipiell nichts vor anderen ehedem gleichfalls für aus- giebige Axinitbildung geeigneten Gebieten voraus hatte, so liegt unseres Erachtens das unterscheidende Moment lediglich darin, daß hier ein der Axinitisierung anheimgefallenes Gebiet er- halten blieb, während der Denudationsprozeß die übrigen et- waigen Vorkommen dieser Art mit zerstört hat. Es liegt eben in der Natur dieses pneumatolytischen Produkts, daß die aller- günstigsten Orte für seine Entstehung zugleich die aller- unsünstigsten für seine Erhaltung sind. Zur Charakteristik des in Frage kommenden Gebiets mit einstweiligem Ausschluß der Thumer Vorkommen (s. u.) in geo- logischer Hinsicht diene folgendes: Ein Schiefermantel, be- stehend aus glimmerigen Phylliten, Albitphyllit und Muscovit- schiefer mit zahlreichen Einlageruugen von Amphibolgesteinen in verschiedenen Varietäten, krystallinischen Kalksteinen und Quarziten, legt sich einerseits dem Eibenstocker Granitmassiv, andererseits den ihm parallel laufenden Granitinseln an. Die normalen Kontakthöfe dieser letzteren gehen schon an der Oberfläche ineinander über und stehen mit demjenigen des Eibenstocker Massivs vielfach in unterirdischer Verbindung. Aus diesem Umstande und aus dem allenthalben festgestellten flachen Einfallen des Granits unter die Schieferstraten, sowohl von dem großen Massiv nach den kleinern hin als auch umgekehrt, könnte man schon auf einen direkten Zusammen- hang all dieser Schiefergesteine unter Tage schließen, wozu noch als ein sehr wesentliches Moment die petrographische sroße Ähnlichkeit derselben kommt. Außerdem aber ist auch die Anwesenheit von Granit in relativ großer Nähe der Ober- fläche unter der Schieferhülle durch den Bergbaubetrieb an vielen Stellen direkt nachgewiesen worden. Auch auf die Ein- schlüsse von Granit in den Phonolithen und Basalten von Sektion Wiesenthal sei hier vorgreifenderweise hingewiesen. Daß die horizontale Ausdehnung der Kontakthöfe mit dem Einfallswinkel, den der Granitkörper mit den ihn begrenzenden Schiefern bildet, in direktem Verhältnis steht, konnte für das ganze Eibenstocker Massiv mit aller wünschenswerten Sicher- heit nachgewiesen werden. Nun haben wir es also in der axinitführenden Zone mit einem Gebiet zu tun, das, aus Schichten von relativ sehr ge- ringer Mächtigkeit bestehend, auf eine sonst im Erzgebirge nicht beobachtete sehr große Erstreckung hin von Granit direkt unter- teuft wird. Es liegen demnach die Verhältnisse hier noch so, wie wir sie uns vor der Bloßlegung der Tiefengesteine als weitverbreitet gewesen denken müssen. Die Gelegenheit, hier und dort in den kalkreichen Einlagerungen Mineralneubildungen zu schaffen, war also den aus granitischem Magma stammenden Fumarolen geboten, und zwar auf dem bevorzugten Wege ver- mittelst mehr oder weniger steiler Spalten. Ausdrücklich sei darauf hingewiesen, daß es in der Tat des Zusammenwirkens außergewöhnlich günstiger Umstände zu bedürfen scheint, damit Axinit entstehe; denn im Verhältnis zu der großen Zahl axinitisierungsfähiger Gesteine in unserm Gebiet sind die Axinitvorkommen immerhin sehr spärlich zu 24 nennen. Hierbei muß auch noch im Auge behalten werden, daß hier eine Gegend intensiven Bergbaues vorliegt, dessen An- fänge weit zurückreichen, und daß der Axinit ein Mineral ist, welches der Aufmerksamkeit nicht so leicht entgeht. Daß die Verteilung der Fundstätten in keiner Weise mit ihrer Entfernung von den oberirdischen Granitgrenzen in Zusammen- hang gebracht werden kann, lehrt ein Blick auf die Kartenskizze. Weniger günstig für den Nachweis des Zusammenhanges von Ursache und Wirkung liegen die entsprechenden Verhält- nisse um Thum. Es möge als ein Beispiel von Axinitvor- kommen, bei welchem der örtliche geologische Befund zunächst keinen direkten Aufschluß über die Quelle der pneumatolytischen Agenzien gewährt, hier seinen Platz finden. Die Vorkommen mit der Bezeichnung: Horuanssche Fabrik und St. Niklas-Morgengang sind am weitesten von der oberflächlichen Grenze des Greifensteingranits, gegen 3km in nordöstlicher Richtung, gelegen und reichen über den eigent- lichen Kontakthof um ca. 2km hinaus. Unterirdisch anstehender Granit ist auch durch den ehemaligen Bergwerksbetrieb nicht nachgewiesen worden. Daß die vier Granitinseln der Sektion (eyer-Ehrenfriedersdorf untereinander in unterirdischem Zu- sammenhange stehen, ist als feststehend anzunehmen, mithin ein flaches Einfallen des Greifensteingranits in südwestlicher Richtung. Nach Nordosten aber, also nach Thum hin, fehlen die Aufschlüsse. Granitisches Magma als Quelle der Borsäure- dämpfe ist aber auch hier schon wegen der Vergesellschaftung des Axinits mit anderen vermutlich pneumatolytischen Produkten und der Nachbarschaft von Zinnerzgängen, die, in nächster Nähe der Greifensteine beginnend, in nordöstlicher Richtung bis gegen 2 km weit ausschwärmen, durchaus anzunehmen. Wie das Profil des Granitzuges in südwestlicher Richtung ab- wechselnd kuppelförmige Erhebungen und sanfte Senkungen zeigt, so kann es zwanglos auch nach Nordost fortgesetzt ge- dacht werden, und wir dürfen uns wohl eine Granitkuppel sich unter der Stadt Thum aufwölbend vorstellen. Der axinitführende chloritische Hornblendeschiefer, etwa auf der Mitte der Verbindungslinie zwischen Greifensteingranit und Thum gelegen, zeigt auch nur die Wirkung, nicht aber die Ursache der Pneumatolyse. Wie schon eingangs dieser Abhandlung hervorgehoben wurde, lehren uns die Axinitvorkommen von Thum bezüglich der Mineralvergesellschaftung zwei Hauptarten zu unterscheiden: solche, die mit nicht metallischen Mineralien, und solche, die mit Erzen verbunden sind. 25 Ein ähnlicher Gegensatz wiederholt sich unter den übrigen erzgebirgischen Axinitvorkommen und anderenorts. Wo das Mineral in reichlichem Maße von sehr verschiedenen Erzen be- gleitet wird, kompliziert sich die Deutung seiner Herkunft, indem der Ursprung der Erze für die genetische Auffassung nicht unberücksichtigt bleiben darf. Hier würde man entweder anzunehmen haben, daß es zufällig ein Erzyvorkommen gewesen sei, welches nachträglich auf pneumatolytischem Wege mit Axinit ausgestattet wurde, oder daß — was wohl näher liegt — auch in den Erzen selbst Produkte einer Pneumatolyse anerkannt werden müssen. Es ließe sich sehr wohl denken, daß die in Frage kommenden Erzlagerstätten analog den von J. H.L. Vocr im Christianiagebiet an der Grenze des postsilurischen Granits beobachteten Vorkommnissen enstanden sind. Vocr führt aus, daß diese Erze (Magnetit und Eisenglanz mit untergeordneten Kupfer-, Zink- und Bleierzen) nur durch Emanation von Metall- dämpfen (Fluoriden, worauf die oft sehr häufige Gegenwart von Flußspat verweist, und Chloriden), welche ursprünglich in dem Granitmagma aufgelöst waren, entstanden sein konnten; der Granit selbst enthält keine Erze (Stockh. Geol. Fören. Förh. XIII, 1891, 520, 683; Om dannelse jernmalms fore- komster. Kristiania 1892, 149). Auf Sektion Schneeberg!) kommt der Axinit in dem ehemaligen Grubenfelde vom Eisernen Landgraf auf dem Mark- semmlerstollen in einem etwa 2m mächtigen Lager von Horn- blendeschiefer vor. Das Gestein gehört zu der feinkörnig schiefrigen, häufig gebänderten feldspatarmen Varietät von Augit-Hornblendeschiefern mit gelegentlichem Skapolithgehalt. Auf Klüften und Hohlräumen bricht Granat mit Kalkspat und 'Epidot ein. Zur Charakteristik dieser Gesteine gehört außer- dem ein in der legel ziemlich beträchtlicher Gehalt an Erz- partikeln, so daß in einigen Fällen diese Vorkommen zu den Erzlagerstätten gezählt werden können, und zwar sind Pyrit, Magnetkies, Kupferkies, Arsenkies die häufigsten Erze, zu denen sich stellenweise Zinkblende, Bleiglanz und Magneteisen ge- sellen. Silikate und Erzpartikel scheinen gleichzeitiger Ent- stehung zu sein, da sie aufs innigste miteinander verwachsen sind, und erstere von letzteren zuweilen umschlossen werden. Was die Grenzverhältnisse zwischen dem FEibenstocker Granit und dem Schiefergebiet anlangt, so sind sie vielfach unterirdisch durch Bergbaubetrieb entblößt worden, und mit ı) K. Datnmer: Erl. z. g. Sp.-K. Leipzig 1883. 26 Hilfe dieser Aufschlüsse wurde festgestellt, daß die Grenzfläche jenes Massives bald flacher, bald steiler in nordöstlicher Richtung, also unter die Schiefer einfällt. In bezug auf den Schlemaer Stock gilt dasselbe, so daß esin den Erläuterungen zu dieser Sektion zum Schlusse heißt: „So ruht denn also das gesamte, die Stadt Schneebergtragende Schiefergebiet auf einer die unterirdische Fort- setzung des Schlemaer Stockes bildenden Granitunterlage, deren vielfach’undulierte, bald kuppenartig sich erhebende, bald mulden- förmig sich einsenkende Oberfläche im allgemeinen flach nach SW einfällt. Mutmaßlich vereinigt sich der Schlemaer Granitstock in größerer Tiefe mit dem Eibenstocker Granitmassiv. DieKontakt- höfe der beiden Massive stehen unterirdisch im Zusammenhang.“ Unter den Bergwerken, die das Vorhandensein von Granit unter Tage erwiesen haben, ist auch der Marksemmlerstollen genannt. Hier steht der Granit 200m unter Tage an. Ebenso wie das Schneeberger Axinitvorkommen sind die- jenigen von Sektion Schwarzenberg zu beurteilen. Daß sie sich keineswegs nach der oberflächlichen Verbreitung der einzelnen zutage gehenden Granitmassive oder -inseln richten, ergibt die Karte. Daß sie aber wiederum ihre Entstehung dem Vorhanden- sein von unterirdisch anstehendem Granit verdanken, geht aus der Untersuchung über die Architektonik des Gebietes hervor. Heißt es doch in den Erläuterungen zu dieser Sektion!) am Schlusse des Kapitels über die horizontale Verbreitung der Kontaktzonen und Erläuterung der Randprofile: „Alle diese Tatsachen führen zu dem Schlusse, daß die ganze zwischen den Granitinseln von Oberschlema, Auerhammer, Aue, Lauter, Schwarzenberg, Erla usw. einerseits und dem Eibenstocker (sranitmassiv andererseits sich ausdehnenden Schieferpartien als dünne Decke auf der unterirdischen Fortsetzung dieser in der Tiefe miteinander kommunizierenden Granite aufruhen oder gleichsam schwimmen und jedenfalls nicht in größere Tiefe hinabreichen können, eine Annahme, die durch zahlreiche (ranitentblößungen zwischen den größeren Inseln sich noch um so sicherer gestaltet.“ Axinit kommt im Schwarzenberger Gebiet sowohl im Erlanfels, der der @Gneisformation eingelagert erscheint, als auch auf den erzführenden Pyroxen -Strahlstein - Einlagerungen der Glimmerschieferformation vor. Über die erstere Art des Axinit- vorkommens sind die Angaben unvollständig. Jedenfalls handelt es sich um die Erlanvorkommen zwischen Grünstädtel N F. SCHALCH: Erl. z. geol. Sp.-K. Leipzig 1884. 27 und Crandorf. Genannt wird hier als Axinitfundort das Hohe Rad südwestlich von Grünstädtel. Der Axinit tritt an diesem Ort in kleinen blättrigen Aggregaten in Quarz eingewachsen auf, auch soll er früher derb, dünnschalig und lagenweise mit asbestartigem Strahlstein vorgekommen sein. Axinit findet sich hier um Schwarzenberg: 1. am Magnetenberg bei Crandorf auf einem Erzlager. Als Begleitmineralien werden noch Kieselkupfer, Bismutin und Zinn- stein aufgeführt; 2. in der Lagergruppe von Unverhofft Glück an der Achte. In der Erläuterung zur Sektionskarte wird berichtet, daß das Erzflöz in der Hauptsache aus feinkörnigem erlanartigen Salit- fels besteht; 5. auf dem Lager Neue Silberhoffnung bei Groß-Pöhla. In seiner südwestlichen Fortsetzung hat die Grube Engesburg ge- baut. FREIESLEBEN führt von derselben unter anderen Mineralien neben Magnetit, Granat, Strahlstein und Epidot auch Axinit an. Die Erzlager der Glimmerschieferformation von Johann- seorgenstadt schließen sich aufs engste denjenigen von Schwarzenberg an. Ebenso treten ähnliche KErzlager als konkordante Einlagerungen in den normalen und kontakt- metamorph umgewandelten Phylliten auf. Das hier fast all- gemein verbreitete Auftreten von Turmalin, Zinnstein und Fluß- spat in den Erzlagern beider Formationen wird in den Er- läuterungen zur Sektionskarte!), neben anderen Tatsachen für die Wahrscheinlichkeit einer genetischen Beziehung der Lager zur Eruption des Granits hervorgehoben, was dann wohl ebenfalls für die Lager von Schneeberg und Schwarzenberg zu gelten hätte. Weiter wird aus dem Johanngeorgenstädter Gebiet über Gesteine berichtet, die in petrographischer Hinsicht mit den im Bereiche der Kontaktzonen vielfach verbreiteten Turmalin- schiefern große Ähnlichkeit haben und mitten im Gebiete der normalen Phyllite (so bei Oberrittergrün) außer sichtlichem Kontakt mit irgendwelchen Eruptivgesteinen auftreten. Sie bestehen in ihrer typischen Ausbildung (bei Halbmeil) aus ab- wechselnden dünnen Lagen und Schmitzen von weißem Quarz und feinkörnig schwarzem Turmalin. Die axinitführenden Lager sind folgende: 1. Fridolin am Sonneberg. Es wird als Strahlsteinfels bezeichnet. Als Begleitmineralien werden genannt Feldspat, Epidot, asbestartige Hornblende, Prasem, Quarz, Kalkspat und wenig eingesprengter Kupferkies. ) F. ScHALcH: Erl. z. geol. Sp.-K., 2. Aufl., Leipzig 1901. 28 2. Lager von St. Christoph bei Breitenbrunn. An der Zusammensetzung des eigentlichen Lagers nehmen teil: Pyroxen und Hornblende in mehreren Varietäten, Feldpat, Granat, Quarz, Prasem, Glimmer, Vesuvian, Turmalin, Epidot, Chlorit, Serpentin (Pikrolith), Flußspat, Helvin, Axinit, Zoisit, Talk, Thraulit, Rutil, Apatit, Titanit, Titaneisen, Arsenikkies, Leber- kies, Speerkies, Magnetkies, Blende, Magneteisenstein, Zinnstein, Roteisenstein, Wolfram. : 3. Lager von Menschenfreude am Füllbach. Dies ist ein Pyroxenfels mit Zinkblende und Magnetit. Von anderen Mineralien sollen früher noch beobachtet worden sein: Strahl- stein (wenn nicht Pyroxen), Axinit, Arsenikkies, Kupferkies, Bleiglanz und Magneteisenstein. 4. Am cn Hier soll nach Frexzeis Mineral - Lexikon (1874, S. 33) Axinit mit Epidot vorkommen, doch findet sich us nähere Angabe darüber. Auf Sektion Wiesenthal endlich tritt uns der Axinit scheinbar ganz ohne Zusammenhang mit dem Granit entgegen. Man hat ihn im Phyllitgneis am Ameisenberg nordwestlich von den Tellerhäusern gefunden. Nach den Erläuterungen zu dieser Sektion (A. SAUER, 1884, S. 37) sind die Phylittgneise aus Muscovit, Feldspat und Quarz gebildete Gesteine, und zwar bei vorwiegendem Glimmergehalt einem feldspatreichen Glimmer- schiefer sehr ähnlich oder in den feldspatreichsten Gliedern sneisartig. Der Feldspat (ein zwischen Albit und Oligoklas stehender Plagioklas) vermag sich so anzureichern, daß geradezu Feldspatschiefer entstehen. Ein sehr konstanter, jedoch meist nur mikroskopischer Begleiter dieser Phyllitgneise ist Epidot. Ferner wurden noch Hornblendenädelchen, Granatkörnchen, Titanite und Partikel von opakem Erz von schwarzer Farbe nachgewiesen. Die Fundorte dieser Gesteine, die sich am besten für das Studium eignen, beschränken sich hauptsächlich auf den westlichen Teil des zwischen den Tellerhäusern und Zweibach hinziehenden, als Ameisenberg bezeichneten Rückens. Auch an der Nordseite des Berges sind sie durch einen großen Steinbruch aufgeschlossen. In der hier besonders typisch entwickelten glimmer- schieferähnlichen Varietät zeigen die Quarzknauer häufig Drusenräume, die mit schönen nelkenbraunen Aggregaten von glasglänzendem Axinit der Kombination (001) (111) (101) (111) 112) ausgekleidet sind. Die Krystalle sind meist nur bis zur Hälfte frei entwickelt und zwar in Dimensionen bis zu 4 mm. 29 Von der größten Bedeutung für die genetische Erklärung dieses Vorkommens ist die Nachbarschaft typischer Turmalin- schiefer. In den Erläuterungen heißt es: „In der Umgebung von Goldenhöhe treten in enger Verbindung mit glimmerigen Quarz- und Feldspatphylliten typische 'Turmalinschiefer auf, jedoch nicht als konkordante, dem Phyllit parallel einge- schaltete kleine Einlagerungen, sondern als Produkte einer von Spalten und Klüften aus stattgehabten Metamorphose des glimmrigen Phyllites, welche mehr oder weniger tief, jedoch im allgemeinen nicht über ein Dezimeter von der Spalte aus ein- dringend, sich derartig vollzog, daß lediglich die eigentliche mikrokrystalline Phyllitmasse durch einen feinstrahligen Turmalinfilz ersetzt wurde, während die @Quarzlagen und -knauern, ohne die geringste Wandlung und Störung erfahren zu haben, aus dem unveränderten Phyllit in den Turmalin- schiefer übersetzen. Zuweilen sind die Spalten mit Quarz- Turmalingangmasse ausgefüllt, oft aber fehlt auch eine solche, und es grenzt beiderseitig direkt an die Spalte der Turmalin- schiefer. In ihrer petrographischen Erscheinung und ihrem geologischen Auftreten bilden diese Turmalinschiefer das voll- kommenste Analogon zu den bekannten Auersberger 'Turmalin- schiefern von Sektion Eibenstock. Profile, wie das in den Er- läuterungen zu Sektion Eibenstock S. 39 dargestellte, welches die metamorphe Entstehung des Turmalinschiefers aus Phyllit klar und deutlich erhärtet, sind auch in der Goldenhöher Gegend verbreitet, besonders bieten solche die mächtigen Phyllitfelsen westlich vom Hermannsschachte dar. Ob diese 'Turmalinschieferbildungen auf Sektion Wiesenthal auf Kontakt- wirkungen des Granits, wie das für die analogen Vorkommnisse der Sektion Eibenstock mit großer Wahrscheinlichkeit sich er- geben hat, zurückzuführen sind, ist darum schwer zu ent- scheiden, weil im übrigen andere Schiefer der Granitkontakt- metamorphose, nämlich Fleck- und Andalusitschiefer sowohl im Gebiete der Turmalinschiefer als auch auf Sektion Wiesenthal überhaupt, wenigstens oberflächlich, fehlen. Andererseits ist jedoch noch daran zu erinnern, daß, wie die zahlreichen srößeren und kleineren Kinschlüsse von Granit in den Basalten und Phonolithen des südlichen Sektionsgebietes beweisen, Granit in größerer Tiefe in der Gegend zwischen Goldenhöhe und Wiesenthal anstehen muß, und hiernach die Möglichkeit einer Einwirkung des Granits mittels bis an die Oberfläche fortsetzender Spalten nicht völlig auszuschließen ist.“ Angesichts solcher Tatsachen erscheint die Formulierung des letztgenannten Schlußsatzes von einer wohl übergroßen Vor- 0 sicht diktiert. Nimmt man noch das Axinitvorkommen hinzu, so kann mit aller Bestimmtheit die pneumatolytische Einwirkung eines granitischen Tiefengesteins in der Richtung von unten nach oben auf das durch Turmalinisierung und Axinitisierung betroffene Gebiet behauptet werden. Außererzgebirgische Axinitvorkommen!). Was nun die ganze Reihe der sonst noch bekannt ge- wordenen Axinitvorkommen anbelangt, so scheint es sich auch immer um eine Neubildung in kalkreichem Nebengestein von Granit bzw. Syenit zu handeln. Sehr häufig ist dieses Ab- hängigkeitsverhältnis ausdrücklich hervorgehoben, oder es läßt sich, wo keine Angaben über den geologischen Verband des axinitisierten Gesteins gemacht werden, mit Hilfe von Karten die meist mehr oder weniger unmittelbare Nähe des granitischen Tiefengesteins feststellen; oder endlich, es kommt einer Deutung in genetischer Hinsicht die den Axinit begleitende Mineral- gesellschaft zu Hilfe. Ausnahmen von dieser Regel sind nirgends in über- zeugender Weise nachgewiesen worden, und in keinem Falle ist die Art der Axinitvorkommen eine solche, daß irgendeine andere Auffassung über ihre Entstehung näher läge als die auf diesen Blättern eingehend gekennzeichnete. Eine Reihe von Beispielen aus den in dieser Beziehung beststudierten Gebieten soll das Gesagte erläutern. Das Übereinstimmende mit den im Erzgebirge hinsichtlich der Axinit- vorkommen beobachteten geologischen Verhältnissen wird sich ohne besonderen Hinweis ergeben. In seinen Studien an metamorphischen Eruptiv- und Sedimentgesteinen (Jahrb. geol. L.-A. 1883, S. 633) bespricht Lossen die Axinitvorkommen des Harzes und sagt ausdrücklich, daß sie an die Nachbarschaft des Granits gebunden seien, wo- bei die bei der Turmalinbildung im Hornfels und dem ihm zu- nächst angrenzenden Granit so wirksame Borsäure die Eruption des Granits in Thermen oder als Exhalation begleitet und auf die kalkhaltigen Silikate im Diabas eingewirkt hat. ı) Eine gründliche Zusammenstellung aller bis zum Jahre 1896 bekannt gewordenen Axinitvorkommen findet sich in C. Hinrze: Handbuch der Mineralogie II, 1897, S. 496 —509. Dabei sind allerdings jene Gesichtspunkte, die im folgenden vorwiegend geltend gemacht worden, nicht berücksichtigt, wie über- haupt von Hınrzz der pneumatolytische Charakter des Minerals noch gar nicht hervorgehoben wird. Im folgenden weist Lossen die von J. Roru geäußerte Ansicht, Borsilikate kämen auch unabhängig von Granit vor, und die Borsäure hätte ihre Quelle in der Substanz des Ge- steines selbst (hier also des Diabases), zurück, da der Nachweis von Bor aus einem Primärmineral des echten Diabases unbe- kannt sei. Selbst wenn das Vorhandensein von Borsäure im Diabas nachgewiesen wäre, so schienen doch besondere geologische Bedingungeu gegeben sein zu müssen, die sich hier an die Graniteruption knüpfen, um dieselbe für die Axinit- bildung beweglich zu machen, da die Diabasvorkommen im Harz nach vielen Tausenden gezählt werden, während Axinit nur an wenigen Stellen bekannt ist: Treseburg und Heinrichs- burg in der Nachbarschaft des (granitischen) Ramberges, Wormketal und Andreasberg in der Nachbarschaft des Brockengranits. Diese Umstände sprechen für lokale Thermen und Exhalationen. Zudem ist der Axinit des Harzes nicht nur aus dem Diabas bekannt, sondern auch in Gemeinschaft mit Grossular in Kalkhornfelsen aus der Nachbarschaft von Schierke, auch auf Klüften eines Kalkhornfelses zwischen Trese- burg und Friedrichsbrunn, hier jedoch ohne zutage gehenden Granit. Betrachtet man den Harz im Maßstab der Karte von Lossen, so ist die Granitnähe auch hier eine unmittelbare. LUEDECKE bestätigt (Zeitschr. f. Naturw. 1889, S. 62) in einem Aufsatze über Axinit im Harze diese Abhängigkeit des Axinits von der Granitnähe und spricht sich auch in seinem Werke „Die Minerale des Harzes“ (Berlin 1896, S. 459) in diesem Sinne aus. Die Axinitvorkommen von Frankreich sind besonders eingehend von Lacroıx (Min. de la France, Paris 1893, S. 284 u.a. OÖ.) behandelt worden, und diesem Forscher gebührt das Verdienst, durch seine Untersuchungen, namentlich in den Pyrenäen, in erster Linie das Verständnis für die Entstehungs- weise des Axinits gefördert zu haben. Deshalb seien auch diese Vorkommnisse vorangestellt und etwas eingehender besprochen. In seinem Aufsatze über den Granit der Pyrenäen und seine Kontaktphänomene (Bull. d. serv. de la carte geol. de la France, Paris 1900, S. 67, 71) berichtet Lacroıx: Die Kontaktmetamorphose vom Pic d’Arbizon aus der Gegend von Bareges hat namentlich oberdevonische Kalke und Quarzite betroffen und ist unter anderem ausgezeichnet durch reichliche Bildung von Axinit und die Größe der sonstigen Kontaktmineralien. In einer äußeren Zone sind die Sedimente noch kohlehaltig, und in den Kalken, die nur wenig Quarz enthalten, treten zuerst Zoisit, dann Pyrenäit, daneben [> 74 32 auch Prehnit auf. — Der Axinit erscheint in großen Mengen einmal an den Rändern dieser silifizierten Massen gegen den Kalk hin und bildet außerdem wahre Gänge in ihnen, welche z. T. mit solchen von Epidot abwechseln. Solche Axinit- gesteine, welche aber stets an die nächste Nähe des Granits gebunden sind, wiederholen sich vielfach, erscheinen auch als Fortsetzung von Aplitgängen. im Granit und können eine Mächtigkeit von mehreren Metern erreichen. Derselbe Verfasser sagt über „Les roches a axinite (limurites) des contacts granitiques des Hautes Pyrenees“ (compt. rend. 1898, 127, S. 673—675). Die paläozoischen Kalke des Pic d’Arbizon und Montfaucon sind durch Stöcke von Hornblendegranit auf eine Entfernung von ca. 300 m meta- morphosiertt. Außer den gewöhnlichen Kontaktmineralien Grossular, Idokras, Diopsid, Epidot, Zoisit und Feldspäten, welche vielfach zu Silikatbänken aggregriert sind, erscheint in unmittelbarer Nähe des Granits auch Axinit. Er liest z. T. in den vorher genannten Silikatbänken, z. T. bildet er Nester auf der Granitgrenze, z. T. auch erfüllt er Spalten in den metamorphen Sedimenten und im Granit selbst. Seine ge- wöhnlichen Begleiter sind Pyroxen, Titanit, Epidot, Magnetkies, Feldspat, Kalkspat, Chlorit und innerhalb des Granits Albanit. Er ist violett, tafelig nach (111), seine Formen aber sind meist wenig ausgeprägt, da er nächst Kalkspat, Feldspat, Quarz und Magnetkies die jüngste Bildung ist. Die gangförmigen Massen im Granit grenzen sich nur wenig scharf von diesem ab. Ähnliche Axinit- Kontaktgesteine (Limurite) erscheinen auch am Nordrande des Massivs von Neouvielle, namentlich in einer etwa 100 m breiten Zone zwischen schwarzen Pyrenäit -Kalken und Granit. Die Bildung des Axinits an Stelle des sonst gewöhnlichen Turmalins ist wohl auf die Armut der meta- morphischen Sedimente an Tonerde zurückzuführen. Den Limurit aus der Vallee de Lesponne beschrieb F. Zırgeu (N. Jahrb. £. Min. 1879, S. 379). Das Gestein wurde zuerst als Gerölle im Flußbett des Adour gefunden in der Gegend von Bagneres de Bigorre, dann in über halbkubik- . metergroßen Blöcken bei der Brücke von Gerde an dem Wege ins Öampaner-Tal, endlich vom Grafen DE Lımur anstehend ober- halb der Cabane Chiroulet am rechten Ufer des vom Col de Barran kommenden Wildwassers an dem Wege nach dem Lac bleu im Hintergrunde der Vallee de Lesponne gefunden. Über die geologischen Verhältnisse ist bekannt, daß im obersten Teile des Tales Glimmerschiefer mit Andalusit, Granat und Vesuvian, sowie turmalinführender Granit ansteht. Der Axinit bildet hier etwa 60%), des Limurits, Augit und Hornblende 3 bis 35%, Quarz und Caleit 5 bis 10%. Ersteres Mineral bildet den eigentlichen Grundbestandteil und tritt hin und wieder in homogenen Krystallen auf. Andere Partien sind mehr oder weniger von Augit und Hornblende durchwachsen, die in dem Grade die Oberhand gewinnen können, daß ein nur aus ihnen bestehendes Gemenge vorzuliegen scheint. Quarz und Calcit treten nur sporadisch in größeren mikro- skopischen Flecken auf, die so aussehen, als ob sie Löcher im Gesteinsgewebe ausfüllten, obgleich auch für sie eine primäre Entstehung wahrscheinlich ist. Außerdem treten akzessorisch noch Titanit, Eisenkies und Magneteisen hinzu. Frossarp erwähnt einen Limurit aus der Region des Lac de Peyrelade (massif du Pic du Midi) und Lacroıx sagt: „Il est probable que l’axinite s’est forme la sous l’influence de la granulite.“ Von weiteren Vorkommen aus den Pyrenäen sind noch zu nennen dasjenige vom Mail de Soulan und Beauregard bei Luchon im Dep. Haute Garonne und von der Vallee de Säleix in Granittrümern des Pic de Gabanatous, Dep. Ariege, alle diese werden von Lacroix direkt als Kontaktprodukte des Granits betrachtet. Das gleiche gilt von den Axinitvorkommen der Dauphine. Lacroıx sagt bei Beschreibung dieses Gebietes (Min. de la France 1893, S. 284), daß der Axinit sehr reichlich im Oisans zur Ausbildung gekommen ist, und zwar in einer ausgedehnten Zone von Amphiboliten und chloritischen Schiefern, auf welche der Granit seine pneumatolytische Einwirkung ausgeübt hat. Als äußerste Punkte im Norden und Westen, von denen Axinit- fundorte gemeldet worden sind, bezeichnet er einerseits den Berg Chalanches bei Allemont, andrerseits die Cime du Cornillon. Die reichsten Fundorte finden sich aber in der unmittelbaren Nachbarschaft von Bourg d’Oisans. Die in dieser Beziehung berühmtesten Orte sind von alters her La Balme d’Auris, Vernis und die an diese anschließenden Fundorte von der Combe de la Selle bei St. Christophe. Die Begleitmineralien des Axinits in der Dauphine sind vor- zugsweise: Quarz, Calcit, Kalifeldspat, Epidot, Asbest, Prehnit. Lacroix sagt: „Les cristaux du Dauphine, que l’on ren- contre dans les filonnets traversant les amphibolites granu- litisees, sont tellement identigues comme forme et comme con- ditions de gisement, a ceux qui se trouvent dans les schistes et calcaires paliozoiques des Pyrenees, a proximite du granite, que j’ai cru devoir les traiter dans le m&me chapitre. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 8 94 Dans ces deux cas l’axinite me parait devoir sa naissance & des fumerolles, qui ont suivi l’intrusion des roches granitiques.“ Unter ähnlichen geologischen Bedingungen sind nach Lacroıx auch die Axinite von Alencon in der Normandie und von Billiers bei Morbihan in der Bretagne entstanden, sowie diejenigen von der Fontaine du Caillet am Montanvers in Savoyen. Die Axinitvorkommen der Schweiz halten sich an die langgestreckte Granitkette, welche die Glarner und Berner Alpen verbindet und den Tälern am Oberlauf der Rhone und des Vorderrheins gegen Norden und Süden vorgelagert ist. Die bekannten Vorkommnisse unter der Fundortsbezeichnung Pız Valatscha, Medelser Tal, Garviel usw. einerseits, dasjenige vom Lötschental andererseits flankieren gleichsam die große axiale Granitentblößung im Nordosten bzw. Südwesten. Dazu gesellen sich die Axinitvorkommen vom St. Gotthard etwa auf der Mitte zwischen jenen (KennGgortT, Minerale d. Schweiz, 1866, S. 117. Leonuarp, Handw.-Buch d. topogr. Min. BacHmann, Mitt. naturf. Ges. Bern 1877, Abh., S. 25.) Diese räumlichen Beziehungen zum Granit sind so sinnfällige, daß sie sich gar nicht verkennen lassen. In Tirol am Monzoni muß nach aller Analogie der Syenit für die Entstehung des Axinits, der im Verein mit Granat und Kalkspat zollmächtige Gangschnüre im Diabas bildet, verantwortlich gemacht werden (vom Rartu, Poce. Ann. 1866, 128, S. 44. Diese Zeitschr. 1875, XXVII. S. 368) Aus England wird von allen Fundstätten des Axinits übereinstimmend sein Auftreten in von Granit beeinflußtem Nebengestein betont. 1. Bei der Botallackgrube unfern St. Just in Üorn- wall, die auf Kupfer und Zinnerze baut, bildet derAxinit bis zu 6 cm mächtige Schnüre in einer eingelagerten Diorit-(Diabas-?)Partiee Nach Angaben von Hartmann (Min. 1843, 2, S. 58), Coruıns (Min. of Cornwall 1871, S. 12) u. a. kommt er auch derb mit Turmalin und Granat vor. Als Urheber der Mineralneubildungen muß der die Küste bildende Granit angesehen werden. 2. Aus der Umgebung von Bodmin in Cornwall schildern G. BAarrow und H. H. Tuomas (Min. Mas. and Journal Min. Soc. London 1908, S. 113) die auf pneumatolytischem Wege gebildeten Mineralien, wobei her- vorgehoben wird, daß die Pneumatolyse öfters ihre größte Wirkung jenseits der normalen Kontaktzone um den Granit 39 geäußert hat. Die dabei gebildeten Mineralspezies sind von der Natur der von den Gasen durchsetzten Gesteine abhängig. In dem Killas entsteht gewöhnlich Turmalin, im Kalkstein da- gegen neben anderen Mineralien der Axinit. 3. Am Nordwestrande des Dartmoor forest um Tavistock in Devonshire stoßen an den Granit Tonschiefer der devonischen Formation, die vielfach Einlagerungen von Kalkstein be- herbergen, wozu sich metamorphische Diabase und Schalsteine gesellen. Auf alle diese Gesteine hat der Granit seine Kontakt- wirkung ausgeübt. Zu den Mineralneubildungen gehört auch der Axinit (Busz, N. Jahrb. f. Min., Beilageb. XIII, S. 90). 4. Unter den Mineralien der Mid Devon Copper Mine bei Okehampton im Kirchspiel Belstone, Devonshire, am Nord- rande des Dartmoor forest nennt SorLy (Min. Mag.a. Journ. of the Min. Soc. Nr. 31, 1886, 6, S. 202) auch Axinit. Das Erz- lager, bestehend aus Kupferkies und Arsenkies, liegt auf der Grenze zwischen Granit und Millstone grit, und wo es am reichsten ist, da ist auch Axinit am ausgiebigsten zur Ent- wicklung gelangt. Die Vorkommen in Schweden und Norwegen zeigen gleichfalls das Auftreten des Axinits auf Erzlagerstätten oder in deren nächster Nachbarschaft. Als schwedische Axinit- fundorte wären zunächst die Bergwerke von Nordmarken in der Nachbarschaft von Filipstad in Wermland zu nennen. Nach BERGEAT (Die Erzlagerstätten. Leipzig 1904-—-1906, I, 3. 128 ff.) sind die Erzlagerstätten (Magneteisenerz) hier in einem „Granulit“, d. h. einem sehr feinkörnigen Gneis, der seiner- seits von Granit umgeben wird, eingelagert. Die Erzkörper sind an Dolomit und Skarn (Hornblende- und Malakolithskarn) gebunden, und zwar sind sie in Linsen, Stöcken und Lagern durch den Skarn verteilt. BERGEAT sagt: „Trotz der an Kontaktlagerstätten erinnernden Beziehungen zwischen Kalk- stein und Kalktonerdesilikaten und trotz der teilweise großen Nähe von Graniten scheinen die Lagerstätten von Persberg und Nordmarken bei den schwedischen Geologen noch als sedimentär zu gelten... .“ „Es muß noch erwähnt werden, daß, wie die Karte zeigt, südlich des Grubenfeldes (von Nordmark) und unmittelbar an- grenzend Granit ansteht. Sein Vorkommen ruft den Gedanken “wach, daß die Nordmarker Lagerstätte eine no. sein könnte,“ Der Axinit von den Nordmarksgruben wird schon von Hısınger-WÖhLer (Min. Geogr. von Schweden 1826, S. 165 ff.) neben Braunspat, Glimmer, Chlorit, Granat, Serpentin, Berg- 3* 36 . kork, Epidot, Strahlstein, Grammatit, Hornblende, Apatit, Pyrosmalith und Apophyllit genannt. Auch in den Gruben von Dannemora, Provinz Upland, wird Axinit angetroffen. Dem eben zitierten Werke von BERGEAT (S. 133) entnehmen wir, daß die Schichten in diesem Gebiet einer Zone von steilstehenden, der oberen archäischen Stufe zuzurechnenden Kalksteinen und krystallinen Schiefern an- gehören, zu denen sich Eruptivgesteine gesellen. Die letzteren sind die porphyrartigen Hälleflinten, d. h. zweifellose Quarz- porphyrdecken eruptiven Ursprungs. Mit ihnen wechseln manganhaltige Kalksteine und „gebänderte Hälleflinten“. Auch in Dannemora spricht man von Skarn oder „bräcka“ und ver- steht darunter zähe, schmutzig dunkelgrüne, fast nur aus einem Filz von Hornblendenadeln, zum Teil aus Pyroxen und mehr oder weniger Epidot bestehende dichte Gesteine mit einge- sprengtem roten Granat. Dieser Skarn ist bisweilen mangan- haltig und begleitet die Erze. Axinit, Knebelit, Pyrosmalith kommen als seltene Mineralien auf Klüften des Skarns vor. | Über die Erzgänge von Kongsberg in Norwegen unter- richtet uns ebenfalls BereeEAT (Die Erzlagerstätten II, S. 722 ff.). Das umgebende Gelände besteht aus krystallinen Schiefern, welche von Eruptivgesteinen, insbesondere kuppenförmigen Massen von Diorit und von Gängen und Stöcken von Olivinhyperit durchbrochen werden. Nach Westen zu grenzt das Gebiet un- mittelbar an eine ausgedehnte Granitpartiee. Nach der Karte steht auch eine solche Partie im Osten des Gruben- feldes an. Die Gänge haben hier zu Gangarten bei weitem vorwiegend Kalkspat, — Flußspat ist recht häufig. Unter den sonst vor- kommenden Mineralien wird Axinit genannt. Hausmann (Skand. Reise 1812, Il, 5.23) hat auf eine gewisse Analogie, die zwischen dem Kongsberger und Dauphineer Gängen stattfinden dürfte, hingewiesen, und zwar auchim Hinblick auf den beiden Vorkommnissen gemeinsamen Axinit. Von den Arendaler Erzlagerstätten wird gleichfalls Axinit angeführt (Berg- u. Hüttenmännische Ztg. 1855, 10 u. a... 0.). Das Küstengebiet besteht aus krystallinen Schiefern (zur Haupt- sache Gneis) mit Einlagerungen von Hornblendeschiefer und Kalkstein. .Die Arendaler Erzlagerstätten (hauptsächlich Magneteisen) werden (nach BERGEAT: Die Erzlagerstätten I, S. 145) samt ihrem Nebengestein durchquert von verschiedenen Gesteinsgängen, insbesondere von solchen von Pegmatit und Granit. Außerdem sind jüngere Kalkspatgänge verbreitet, auf denen folgende Mineralien nachgewiesen wurden: Apatit, 97 Bothryolith, Calcit, Datolith (borsäurereich), Flußspat, Heulandit, Magnetkies, Magnetit, Kupferkies, Prehnit, Pyrit, Quarz, Silber, Stilbit und Turmalin. (Der hier nicht aufge- führte Axinit ist also vermutlich lange nicht wieder auf- gefunden.) „Ähnliche Mineralien kommen auch in dem Kalk- spat der Lagermasse vor — und man wird nicht fehlgehen, wenn man ihre Herkunft wenigstens teilweise auf die Nach- barschaft der Pegmatite zurückführt.“ Soweit bei den aus Rußland bekannt gewordenen Axinit- vorkommen eingehendere Schilderungen über die betreffenden geologischen Verhältnisse vorliegen, bestätigen sie gleichfalls die Regel. Über die Eug&nıe Micnatowschen Gruben, in der Nähe des Dorfes Palkina gelegen, 15—20 km westlich und nordwest- lich von Ekaterinburg, berichtet KArnoJıTzky (Verh. d. russ. kais. min. Ges. 1396, Ser. II, 34, 1. Lief., S. 1—160). Die Lagerstätten liegen im Verbreitungsgebiete der Granite, und die sefundenen Mineralien sind: Gemeiner Granat, Hessonit, Pistazit, Puschkinit, Titanit, Axinit, Klinochlor, Mikroklin, Vesuvian, Aquamarin, Korund und einige teils seltene, teils problematisch bestimmte Arten. Fast überall beschränken sich diese Mineralien auf die Kontaktzonen der orthoklasführenden Tiefengesteine und der Amphibol-Gesteine Selten kommen sie im Dolomit in dessen Kontakt mit Granit vor. Am Berge Jelowaja (ebenda) tritt Axinit mit Puschkinit, Titarit, Mikroklin und Amphibol auf. Mit ersterem fast aus- schließlich in lockeren Zersetzungsprodukten, die auf der Ober- fläche des Fundorts lagern und die Spalten erfüllen. Petro- sraphisch sind an diesem Berge zwei augenscheinlich im Kontakt stehende Gesteinsarten zu unterscheiden; die eine hat die Zusammensetzung des Syenits (mit viel Titanit), die andere kann als Amphibolit definiert werden. Aus Nord-Amerika gehört hierher das Axinitvorkommen, wie es sich zu Franklin Furnace und Sterling Hill in New- Jersey findet!),. Die hier auftretenden Manganzinkerzlager- stätten gehören einer Zone von weißem krystallinen Kalkstein an, der unmittelbar einem Gneis aufgelagert ist, welch letzterer von Intrusionen eines pegmatitischen Granits durchsetzt wird. In der Nähe dieser Intrusionen stellt sich auch u. a. Axinit ein. Über einen Limurit aus Tasmanien berichten TwELvE- TREES und PETTERED (Z. f.Kr., 34, S. 214 exc.). Eine zwischen metamorphem Tonschiefer und Serpentin liegende Masse von ! R. Beck: Lehre von den Erzlagerstätten, S. 118. 58 Limurit nordöstlich von Dundas besteht aus Axinit mit Augit und Strahlstein. Akzessorisch findet sich Turmalin, Quarz, Sphen; Datolith und Danburit sind mit dem Axinit ver- wachsen. Das Gestein ist nach den Autoren wahrscheinlich durch Einwirkung von Borsäuredämpfen, die einem benach- barten granitischen Magma entstammen, aus einem Pyroxenit hervorgegangen. Im Anschluß an die bisher erwähnten Vorkommen, wo der Axinit ausschließlich an das Nebengestein von Granit gebunden ist, findet er sich an manchen Orten im Granit selbst. (Es seihierbei auf die Analogie mit der ebenfalls als pneumatolytisches Resultat aufgefaßten Greisenbildung hinge- wiesen.) Als Beispiele solcher Vorkommen sollen hier genannt werden: | In Schlesien sind es 1. der Axinit in den Drusenräumen des Granits von Striegau (Wessky: Min. Mitteil. 1872, S. 1), 2. der Axinit von Königshain bei Görlitz, und zwar wurde er hier im Granitschutt gefunden (Tmüracna: Verh.d. phys. med. Ges. Würzburg XVIII, S. 50). Später wurde der Axinit in Forra kleinster Kryställchen innerhalb der auch Turmalin und Wolframit führenden Drusenräume in den dortigen pegmatitischen Ausscheidungen des Königshainer Stockgranites nachgewiesen (HAzarp: Sekt. Löbau-Reichenbach 1895, S. 19). In der Schweiz ist diese Art des Vorkommens am Berge Scopi bei Santa Maria am Lukmanier beobachtet worden. Hier erscheint der Axinit auf Klüften und Hohlräumen eines sehr zerfressenen drusigen oder auch mehr dichten Granits (KennsotT: Die Minerale der Schweiz 1866, S.117). An dem benachbarten Piz Valatscha wurde 1882 in Begleitung von Axinit der ebenfalls borsäurereiche Danburit gefunden. Aus Italien ist zu nennen: 1. Der Axinit in Drusenräumen des Granits von Baveno (STRENG: N. Jahrb. Min. 1887, I, S. 99). 2. Das Vorkommen von der Punta dell’ Agnone am Golfe von Procchio auf Elba. Hier ruht mit horizontalen Flächen Granit als Bank über Cippolin (chloritführender Marmor). Eine Granitader, nur wenige Zoll mächtig, steigt durch letzteren empor und verbindet sich mit dem überlagernden Granit. In diesem Trum wurde von HessenBEer6 Axinit gefunden (voM RarH: Diese Zeitschr. 32, 1870, S. 617). 3. Der Axinit als Drusenmineral des Sy®nits aus der Gegend von Biella in Piemont (F. Zamsoninı: N. Jahrb. Min. 1900, 11.25.39). 39 Auch Lacoroıx (Min. de la France, S. 287) hat derartige Axinitbildung in den Pyrenäen beobachtet. Über Axinit in Südamerika finden wir eine Angabe bei Domryko (Min. Santiago de Chile 1899, II, Tomo 3, 8. 232). Er sagt ganz allgemein von diesem Mineral: „... Se halle communmente en medio de las rocas de cristalizacion graniticas: en Chile en la Mina del Buitu (Coquimbo) ... en el Peru (nach RAıMmonDI-MARTINET: Min. du Perou 1878, S. 285) en las cercanias de San Pablo, Provincia de Cajamarca.“ Im Gegensatz zu den angeführten Beispielen gibt es einige wenige Fundorte des Axinits, wo, wie es scheint, einst- weilen gar kein Anhaltspunkt gegeben ist, das borsäurereiche Mineral in Beziehung zu einem Eruptivgestein zu bringen. Wenigstens treten solche in jenen Gebieten nirgends zutage. Das eine Vorkommen liegt bei Poloma in Ungarn, einem ca. 1/, Stunde von Betler und 1'!/, Stunde von Rosenau ent- fernten kleinen Dorfe.. Hier kommt nach ScHrAUr (Sitz.-Ber. Akad. Wien 1870, 62, S. 720) ein eisenschüssiger grauer bis braungrüner, durch Verwitterung in Tonschiefer übergehender Hornblendeschiefer vor mit wechselnden Lagen hornblende- reichen grüneren und axinitreichen dunkelbraunen und solchen von sekundärem krystallisierten Kalkspat. Dieser Schiefer trägt zunächst eine zolldicke Schicht derben oder undeutlich krystallisierten Axinits, auf welchem als jüngere Generation deutliche Krystalle aufsitzen. Stellenweise sind Zersetzungs- produkte von Kupferkies, Kupferlasur und Kupfergrün auf ein- zelnen Axiniten oder Absonderungsflächen des Schiefers zu beobachten oder jüngerer grauweißer Kalkspat und als jüngste Generation tafelige Apatit-Krystalle. Im Schiefer fein ein- gesprenstes Gold. Von anderen Gangverhältnissen desselben Fundorts stammt ein Gemenge von undeutlich krystallisiertem sraubraunen Axinit mit grauweißem Kalkspat, derbem weißen Quarz und grünem Hornblendeschiefer mit Krystallen schwarz- grüner Hornblende. Das andere Vorkommnis ist im Taunus zu Hause (N. Jahrb. Min. 1859, 8.289). Im Jahre 1857 entdeckte VoLGER das- selbe bei Falkenstein auf dem östlich emporsteigenden Eichel- berg. In stark zerklüfteten grünen Schiefern sitzt pfirsichblut- roter Axinit in dichtgedränsten krystallinischen Massen zwischen Quarz, Albit und Epidot. Die Risse des Gesteins waren mit asbestartigem Material ausgefüllt, ähnlich wie beim Vorkommen _ von Treseburg mit Katzenaugen. Durch Lesestücke wird bewiesen, daß dieses nicht das einzige Vorkommen von Axinit im Taunus 40 ist, sondern daß es sich hier und da auch in den metamorphen Schiefern des mittleren Taunus findet. Wo bisher die Axinitbildung mit einem Eruptivgestein in Verbindnng gebracht worden ist, da war es immer der Granit und nur zuweilen Syenit, auf welchen dieselbe zurückgeführt wurde. Bei seinen Untersuchungen über die französischen Axinit- vorkommnisse spricht sich Lacroıx ebenfalls für deren über- wiegende Mehrzahl dahin aus, daß begleitender Granit die pneumatolytische Wirkung ausgeübt habe, und diese Fund- stätten sind auf den vorausgehenden Seiten an der Stelle, wo- hin sie gehören, erwähnt worden. Daneben aber gelangt Lacroıx zu dem Ergebnis, daß es ın gewissen Fällen nicht der Granit, sondern ein basisches Eruptivgestein sei, das die Axinitbildung vermittelt habe. Diese als eine völlige Ausnahme erscheinende Angabe verdient wohl im folgenden etwas näher in Betracht gezogen zu werden Lacroix schickt nämlich seinen Ausführungen folgende systematische Einteilung voraus: „L’axinite se rencontre dans trois sortes de gisement: | 1. Dans les schistes cristallins et particulierement leurs varietes pyroxeniques et amphiboliques, dans les roches sedimentaires ancıennes, metamorphisees par le granite et la granulite, et plus rarement dans ces dernieres roches. Dans la plupart des cas l’axinite est un mineral de fumerolles ayant accompagne la venue des roches granitiques. 2. Dans les roches eruptives basiques anciennes (diabases, kersantites, gabbros) ou dans les sediments modifies par ces roches. 3. Dans les gisements metalliferes.“ Diese anscheinend gerechtfertigte Koordination der drei Vorkommen dürfte wohl mit dem Prinzip einer sachgemäßen Einteilung nicht in Einklang zu bringen sein, indem 1 und 2 sich auf die Abstammung des Axinits beziehen, während Nr. 3, einen ganz anderen Gesichtspunkt einführend, die Art und Weise der Vergesellschaftung des Minerals bekanı Den eingehenden Untersuchungen über die Vorkommen erster Art stehen drei kurze Notizen gegenüber, welche die prinzipiell unterschiedene zweite Art der Axinitbildung exem- plifizieren sollen. Die erste bezieht sich auf ein Vorkommen bei Bagneres de Bigorre. Es heißt dort: „C’est sous le benefice d’une veri- fication ulterieure que je cite ici un gisement d’axinite, indique 41 par M. Frossarp (B. S. M., VI., S. 87, 1883), d’apres une observation de M. Vaussenat. L’axinite a ete par ce dernier mineralogiste dans le val de Trebons pres Bagneres de Bigorre (pres du premier pont de la vallee, sur la rive droite de la riviere). Le mineral constitue des plaquettes, composees de Cristaux violace päle, peu distinets par suite des conditions de leur formation dans une fissure aux deux parois desquelles ils etaient adherents. D’apres les indications de M. FrossArp, cette axinite aurait ete trouvee dans un schiste quartzeux (?) a proximite d’un piton ophitique, l’echantillon que j’ai eu entre les mains est depourvue de gangue.“ Prüfen wir, was FRossarn selbst an der oben zitierten Stelle — es handelt sich um eine Liste der in der Umgebung von Bagneres de Bigorre gefundenen Hauptmineralien — sagt: „Elles (les espeus minerales) sons presque toujours en rapport avec les epanchements de granite ou d’ophite; ceux si interrompent les sediments siluriens, devoniens, jurassiques et eretaces.* Da nun hier Granit jedenfalls auch seine Rolle als meta- morphosierendes Gestein spielt, ıst die Notiz von Lacroıx wenig geeignet, auf die vielleicht etwas größere Nähe des "basischen Eruptivgesteins zum Axinit ein Ausnahmegesetz zu gründen. Es sei hier an die von Lossen gemachten Beob- achtungen im Harz erinnert, wo der Axinit trotz seiner Verknüpfung mit Diabas dennoch auf Granit zurückgeführt wird. Über das Vogesenvorkommen lesen wir bei Lackroıx: „M. DAvpr£r a signale (C. R. XVIII, S. 870, 1844 et Bull. Soc. geol. 2, serie I, S. 409, 1843—1844) dans les Vosges l’existence de l’axinite dans des conditions geologiques interessantes. Üe savant a en effet trouve ce mineralau Petit Donon de Rothau dans un calcaire devonien fossilifere, modifie au contact d’une roche £ruptive basique (porphyrite amphibolique ou micacee?). Ces calcaires formaient des lentilles au milieu de quartzites. Depuis lors, cette observation n’a ete citee par aucun auteur... L’echantillon presente un gros cristal engage dans une cavite d’une roche constituee par des aiguilles d’actinote, et par le grenat ...: le tout est cimente par de la calcite. Ce gisement d’axinite est fort remarquable: son mode de formation est tout a fait analogue a celui de l’axinite des Pyrenees. Mais il est interessant de voir le m&me mineral se former dans les cal- caires sous liinfluence des roches aussi differentes que celles de ces deux gisements. Il serait a desirer que des recherches 42 nouvelles soient entreprises dans les Vosges pour retrouver ce mineral.“ In striktem Gegensatz zu diesen Ausführungen steht, was DAUBREE später über genau denselben Fundort (Geol. exper. 1879, S. 141) veröffentlicht hat. Wir zitieren noch Zırkku (Lehrb. d. Petr., 2. Aufl., II, 1894, S. 115): „Devonische Schichten am Petit Donon bei Rothau in den Vogesen sind durch Hornblendegranit auf einige hundert Meter Erstreckung so metamorphosiert, daß sie mitunter bloß aus Augit, Epidot, Granat und etwas Bleiglanz bestehen; Hohl- räume, welche durch das Verschwinden von Calamopora usw. entstanden, enthalten blätterigen Kalk, Hornblende, Quarz, grünen Granat, Axinit.“ Das dritte von LAcRoIx herangezogene Beispiel, Axinit im (@abbro (euphotide) von Odern ohne irgendwelche nähere Be- schreibung, besagt überhaupt nichts, was für die Deutung seiner Entstehung von Belang wäre. | Aus dem Vorhergehenden ergibt sich, daß eine von basischen Fruptivgesteinen ausgehende Axinitbildung vor- läufig als ganz unerwiesen gelten muß, und daß einstweilen alle Tatsachen dafür sprechen, daß das Auftreten des Axinits an die Mitwirkung granitischer und syenitischer Eruptionen gebunden ist. Manuskript eingegangen 3. März 1909] 2. Die zweite Mediterranstufe von Porto Santo und Selvagem. Von Herrn Zıwko J. JOKSIMOWITSCH. (Hierzu Tafel I—IIl und 7 Textfiguren). Vorbemerkungen. Zwei Freunde der Naturforschung, die in Funchal aut Madeira weilenden Herren Seminardirektor ERNESTO SCHMITZ und Dr. med. ADoLPHO CEsSAR DE NORONHA machen sich durch ihr unermüdliches Aufsammeln von Versteinerungen sehr ver- dient um die Geologie der dortigen umliegenden Inseln, was viele Opfer an Zeit und Geld mit sich bringt. Auch das hier bearbeitete Material wurde von den genannten Herren bereit- willig an den Herrn Prof. Dr. Jos. Böunm zur Untersuchung geschickt; er hat einen Teil der Fossilien von der Insel Selvagem beschrieben und in dieser Zeitschrift, Bd. 50, 1898, S. 33 veröffentlicht. Durch andere Arbeiten aber verhindert, das sanze Material zu bearbeiten, hat sich Herr Prof. Bönm auf die liebenswürdige Anregung des Herrn Geheimrates BRANCA in entgegenkommender Weise bereit erklärt, mir den größten Teil des Materials zur Bearbeitung zu überlassen. Für dieses mir gegenüber gezeigte Entgegenkommen spreche ich meinen aufrichtigsten Dank aus. Zugleich erlaubte mir Herr Geheimrat BrAncA die Benutzung aller wissenschaftlichen Mittel des Berliner geologischen Universitätsinstitutes, wo diese Arbeit angefertigt wurde, wofür ich ihm meinen tiefsten Dank aus- spreche. Der Kustos des paläontologischen Universitätsinstitutes, Herr Dr. Jawensch, und der Kustos der Conchyliensammlungen des zoologischen Institutes im Museum für Naturkunde zu Berlin, Herr Dr. Tuıere, haben mir mit dankenswertester Be- reitwilligkeit die Vergleichung meiner Exemplare mit den fossilen, beziehungsweise rezenten Formen der erwähnten Sammlungen erlaubt und mich dadurch zum verbindlichsten Dank verpflichtet. Es sei hier noch erwähnt, daß verschiedene Fundorte von den Inseln Madeira und Porto Santo verschieden geschrieben ee werden. So schreiben HarrunG und MAYER-EymArR „Ilheo de Baixo“ und „Ilheo de Cima“, während dieselben Inseln von dem Herrn A. ©. DE NoRoXHA „Ilheu de Baixo“ und „Ilheu de Cima“ geschrieben werden. Einen weiteren Fossilienfundort im Norden von der Insel Madeira schreiben HArTung und MAYER-EyMmAR „Sao Vicente“, während Herr C. GAGEL den- selben Fundort „Sao Vincente* schreibt. Ich schreibe die genannten Fundorte wie die Herren A. ©. DE NORONHA und Prof. GAGEL. Einleitung. Etwas über 6 Grad westlich von der marokkanischen Westküste erheben sich die vulkanischen Inseln der Madeira- Gruppe aus der Meerestiefe von 4—6000 m und erreichen in einigen Gipfeln die Höhe von 2000 m über dem Meeresspiegel. Sie befinden sich „zwischen 321/, und 33!/, Grad nördlicher Breite und zwiscken 16!/, und 17!/, Grad westlicher Länge, von Greenwich gerechnet“!). In dieser Inselgruppe sind zwei größere Inseln zu unterscheiden: Madeira und Porto Santo. Alle anderen Inseln sind bedeutend kleiner und lassen sich an erste oder an zweite anschließen. Schon 1811 hat M. G. BEnnet „A Sketch of the Geology of Madeira“ in „Transactions of the Geological Society, Vol. I“ in London veröffentlicht. Später hielten sich verschiedene englische und amerikanische Geologen auf diesen Inseln auf, von denen CHARLES LYELL besonders hervorzuheben ist. Der berühmte Engländer verweilte auf Madeira im Winter 1853—54, wo er besonders die vulkanischen Erzeugnisse und deren Lagerungsverhältnisse untersuchte. Mit LvELL zusammen be- ginnend setzte G. Hartung später allein diese Untersuchungen fort, die er in seinem für die Geologie der Inselgruppe Madeira grundlegenden Werke „Die geologische Beschreibung der Inseln Madeira und Porto Santo“ veröffentlicht hat. 1859 besuchte diese Inseln WILHELM Reıss und brachte dort eine ansehnliche Sammlung der fossilen Fauna aus den marinen tertiären Schichten zusammen. Seine ganze Sammlung stellte er MAYER- EyMmAR zur Verfügung, von dem sie gründlich bearbeitet und beschrieben wurde im „Systematischen Verzeichnisse der fossilen Reste von Madeira, Porto Santo und Santa Maria“ ?). I) Hartung: Madeira, S. 2. ?) HARTUNG-MAYER: Geol. Beschreibung Madeira usw. S. 183 bis 285. 45 Das vorliegende Material stammt hauptsächlich von der Insel Porto Santo, ein kleiner Teil davon von der Insel Selvagem, und nur eine Art von der Insel Madeira. Die Be- arbeitung dieses Materials hat manches Neue und Interessante geliefert. Mein Material ebenso wie das von MAYvER-Eymar bearbeitete, haben dieselben „untermeerischen tertiären Schichten“ geliefert. Es sind das hauptsächlich grünlichgelbliche Tuffe, die an nt Torto Santo | I.RBaixo Ae.Cinia | Madeira \ C Jelvagens IHanarische Inseln Be Ialmas > Gran Canari Fig. 1. Übersichtskarte von Madeira, Porto Santo, Selvagem!) und Umgebung. Maßstab 1: 12000 000. | auf Porto Santo viel mehr als auf Madeira verbreitet sind und stellenweise mit Korallenkalkadern und dünnen Kalklagern (Ilheu de Baixo) vergesellschaftet sind. Die fossilführenden Tuffe sind von mehr oder weniger mächtigen basaltischen und trachytischen Schlacken und Laven bedeckt. Näheres über diese Verhältnisse findet man im von HarTunG angeführten Werke. Nach dieser kurzen Einführung möchte ich die Fundorte anführen und dann die Schlüsse auf das Alter der betreffenden Schichten ziehen. !) In der Karte lies „Selvagem“ statt „Selvagens“. 46 1. Sao Vincente auf Madeira. Dieser Ort ist der einzige bis jetzt bekannte Fundort der miocänen Fossilien auf der Insel Madeira. 1864 hat MAyER- Eymar. von diesem Fundorte 29 Arten beschrieben und auf Grund dieser Fauna die entsprechenden Schichten in das Helvetien gestellt. Die einzige Art — Clypeaster portentosus Des-Mour., die ich zur Verfügung hatte, ist von Herrn GAGEL 1903 auf Madeira gesammelt, und bestätigt nur die Ansicht MıAvers von dem Alter der betreffenden Schichten von Säo Vincente. Porto Santo. Porto Santo zusammen mit den Nachbarinseln Ilheu de Baixo und Ilheu de Cima haben den Hauptteil meines Materials Fig. 2. Porto Santo. geliefert. Von 106 hier angeführten Arten stammen 92 von Porto Santo. Von diesen 92 Arten sind 32 von Ilheu de Baixo und Ilheu de Cima und 60 von der Insel Porto Santo selbst. Von fünf verschiedenen Fundorten stammt dieses Material. | 2. Ilheu de Baixo. Diese kleine Insel ist im Südwesten wie Ilheu de Cima im Südosten nur „eine Fortsetzung der Laven und Tuffmassen von Porto Santo“!). Die ersten Fossilien in der Tuffschicht entdeckte CHArLEs LyErL. Über dieser fossilführenden Tuff- schicht lagert eine gegen 5m mächtige Kalkmasse. Aus diesen ’) Harrwıg: Madeira usw., S. 157. 47 Schichten hat MaAvEr-EymAar 53 Arten beschrieben. Von 28 Arten, die ich von diesem Fundorte bestimmt habe, sind 9 jetzt zum erstenmal angeführt worden, so daß sich jetzt die Zahl der Arten von Ilheu de Baixo auf 62 beläuft. MAYyEr-EymAr hat auch diese Schichten in das Helvetien gestell. Von meinen 28 Arten kommen 5 Arten im italienischen Elveziano vor, 5 Arten im Tortoniano und 6 Arten in Leithakalkschichten des Wiener Beckens. Wenn man bedenkt, daß die Leithakalk- schichten mit dem Tortoniano des Oberitaliens parallelisiert werden, so dürfte man kaum annehmen, daß es sich hier nur um das „Elveziano“ handelt. Ilheu de Baixo Porto Santo Fig. 3. Profil durch die Inseln Porto Santo und Ilheu de Baixo. Pico Pico Pico do Ca- do Facho Branco stello 1660 F. 1380 F. 1447 FE. Fig. 4. Profil durch die Insel Porto Santo. 3. Pico de Juliana. Im nordöstlichen Teile der Insel Porto Santo erheben sich deren höchste Gipfel: Pico do Facho, Pico de Juliana, Pico Branco usw. zwischen denen sich das tief eingeschnittene Tal von Ribeira da Serra de Dentro befindet. In diesem Tale sind jetzt 3 Fundorte der miocänen Fossilien bekannt: Pico de Juliana, Ribeiro do Moledo und Serra de Dentro.. Der Fundort Pico de Juliana wurde zuerst durch W. Reıss bekannt. Von diesem Orte beschreibt MAvER-EymAr 21 Arten und stellt deren Schichten in das Helvetien. Merkwürdigerweise habe ich auch 21 Arten von diesem Fundorte, bestimmt von denen aber 14 zum erstenmal jetzt angeführt werden. So beläuft sich jetzt die Zahl der Arten von Pico de Juliana auf 35. Von meinen Arten kommen 12 im italienischen Elveziano vor, 3 im Tortoniano und 11 in Leithakalkschichten. 48 a Pico so Guincho o Be Pico de Yuliana Pico 80% Iico do Castello 5° Ri Yıyılın. ES Fundorte von Fossilien Fig. 5. Fossilfundorte auf Porto Santo. 4. Ribeiro do Moledo. Dieser Fundort ist vom Herrn A. C. DE NoroxHA entdeckt worden und hat vorläufig nur 5 Arten geliefert, von denen je 2 im Elveziano, Tortoniano und in Leithakalkschichten vor- kommen. 5. Serra de Dentro. Westlich von Pico Branco, auf dem linken Ufer von Serra de Dentro, hat wieder A. ©. DE NORONHA zwei reiche Fossilien- fundpunkte entdeckt, die 54 Arten geliefert haben, und die von DE NOROXNHA als Fundort „Serra de Dentro“* bezeichnet wird. Hier zeigen sich als besonders individuenreiche Arten: Rhabdo- cidaris Sismondai May., Perna maxillata var. Soldani DesnH., 49 Lithophagus Lyellianus May., Axinea insubrica (Brocc.), Ompha- loclathrum cf. Aglaurae (BRonGn.) und Lamprodoma clavula var. subvittata Sacco. Von diesen 54 Arten sind 18 schon in MAYERS Verzeichnis von anderen Fundorten bekannt gegeben. 29 Arten davon kommen im italienischen Elveziano vor, 13 im Tortoniano und 21 in Leithakalkschichten. Hier möchte ich hervorheben, daß es sehr wünschenswert wäre, daß das geologisch interessante Tal von Ribeiro da Serra de Dentro fachmännisch untersucht wird und die Fossilien planmäßig und längere Zeit gesammelt werden, was deren Zahl wenigstens verdoppeln würde. Von diesem Fundorte habe ich 7 neue Arten aufstellen müssen. 6. Ilheu de Cima. Von diesem Fundorte hat MAYER-Eymar 8 Arten beschrieben. Ich hatte bloß 6 Arten zur Verfügung, von denen 2 im Elveziano vorkommen und 4 im italienischen Pliocän. Wenn man alle Fundorte von Porto Santo zusammennimmt einschließlich Ilheu de Baixo und Ilheu de Cima, so hat man dasselbe starke Vorherrschen der Bivalven über die Gastropoden, das schon 1864 MAvER-EyMAR für Azoren, Madeira und Porto Santo festgestellt hat. Bei mir verhalten sich die Bivalven gegen Gastropoden wie 62:23. Auch die vorliegenden Arten zeigen eine ausgesprochene Uferfauna, wie das MaAyErR-EymAr für Madeira usw. und ROoTHPLETZ und SIMONELLI für Gran Canaria konstatiert haben. Dafür sprechen individuenreiche, dickschalige Perna, Spondylus, weiter die reiche Vertretung der Bohrmuscheln: ZLithophagus, Gastrochaena usw. Was das Alter der Schichten, aus welchen das vorliegende Material stammt, anbetrifft, so möchte ich mich nicht der Ansicht MAvEr-Eymars, wohl aber der Ansicht RoTHPLETZ’ und SIMONELLIS anschließen, wonach diese Schichten nicht „in die engen und künstlichen Grenzen der einen oder anderen Etagen“!) eingezwungen werden sollen, dementsprechend nicht nur in das Helvetien gestellt werden sollen, sondern in die zweite Medi- terranstufe der österreichischen Geologen, dem auch das Tor- tonien angehört. Von 92 vorliegenden Arten von Porto Santo kommen im italienischen Elveziano 42 vor, in Leithakalkschichten Österreichs-Ungarns 30 Arten, besonders aber in Schichten von Steinabrunn und Gainfahren. ) Diese Zeitschr. 52, 1890, S. 733. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 4 ae Nach Franz SCHAFFER!) wird für gewöhnlich die Paralle- lisierung des piemontesischen Miocäns mit den Ablagerungen des Wiener Beckens folgendermaßen durchgeführt: Aquitaniano — Horner Schichten, Langhiano —= Schlier, Elveziano = Schichten von Grund, Tortoniano — Tegel von Baden, Leithakalk- und Sandschichten, Messiniano —= Sarmatische Stufe. Die Horner Schichten und Schlier werden in Österreich- Ungarn nach E. Surss als erste Mediterranstufe bezeichnet, Grunder Schichten, Tegel von Baden und Leithakalkschichten als zweite Mediterranstufe. Es wurde lange bestritten, daß die zweite Mediterranstufe tatsächlich die erste Mediterranstufe überlagert. Man hat sich dabei darauf berufen, daß dieses Übereinanderfolgen nicht in Italien und Spanien festzustellen sti, wo das Tertiär vollständig entwickelt ist. G. Traguco und F. ScHAFFER haben gezeigt, daß Aqui- taniano, Langiano und Elveziano inferiore die charakteristische Pectenfauna aus der ersten Mediterranstufe enthalten: . Pecten praescabriusculus Font., P. Holgeri Gem., P. solarium Lam., P. revolutus MıcuT., P. Burdigalensis Lam., P. Northamptoni MicHr., P. Haueri MıcHt., P. rotundatus Lam., P. Gray Micar. Das Profil von Gassino, wo fast das ganze Tertiär vollständig entwickelt ist, zeigt unzweifelhaft die Überlagerung der ersten Mediterranstufe von der zweiten Mediterranstufe. Dieselbe Übereinanderfolge der beiden Mediterranstufen in Spanien haben JAımz ALMERA und R. Hörnzs?) in Catalonien bei Panades sicher festgestellt. Hier wird das Burdigalien, wo P. praescabriusculus Font. massenhaft vorkommt, vom Vindo- bonien überlagert, genau in derselben Weise, wie das im Rhonetal bei St. Paul-Trois-Chateaux der Fall ist. Nach dem wird man nicht mehr die Übereinanderfolge der beiden Mediterranstufen leugnen können. ' In meinem Material fehlt die eigentümliche Pectenfauna aus der ersten Mediterranstufe, und sind reichlich vertreten die Formen aus der zweiten Mediterranstufe.. Aus diesem Grunde glaube ich, daß alle hier angeführten Fundorte von Porto Santo der zweiten Mediterranstufe angehören. ) F. SCHAFFER: Jahrbuch d. k..k. geol. Reichs- Anstalt, Bd. 48, S. 389. 2) R. Hörnss: Sitzungsberichte d. k. Akad. d. Wiss. 1905, S. 467 bis 476. al 7. Selvagem. Es bleibt noch dieser Fundort zu besprechen. Selvagem ist eine kleine Insel, die gegen 3 Grad südlich von Porto Santo und gegen 2 Grad nördlich von der Insel Gran Oanaria liest. Die fossilführenden Sande sind auch hier von der basaltischen Lava überlagert. 13 Arten habe ich aus diesem Sande bestimmt. Hier sind besonders häufig: Cabralia Schmitzi J. Bönm, Nerita <>? K ge” Daten ni Fig. 6. Selvagem Grande. Die Buchstaben A bis F bezeichnen die Fossilienfundorte. Martiniana MAaTu., Nerita selvagensis J.BöHMmund Litorina neritoides. Dieser Fundort zeichnet sich besonders dadurch aus, daß hier ebenso wie auf Gran Canaria die Gastropoden über die Bivalven stark vorherrschen. Auf 2 Arten der Bivalven kommen 11 Arten der Gastropoden. Es ist interessant, daß sich hier die Formen fossil gefunden haben, die heute im Indischen und Stillen Ocean leben: Tectarius nodulosus? Gm. und Cerithium rugosum Woop. Nur zwei Arten sind miocäne Formen. Die 4* 52 anderen Arten sind entweder ganz neu oder sind die fossilen Vertreter der noch heute lebenden Formen. Nach Analogie der miocänen Schichten von Gran Canaria möchte ich auch für diese Schichten das Alter der zweiten Mediterranstufe beanspruchen. Die ersten Fossilien von dieser Insel wurden vom Herrn Seminardirektor Ernesto Schmitz entdeckt. Riot Profil durch die Insel Selvagem Grande. — Basalt, B = Schlacke, C, D— Tuff, Sand usw., E — das ältere Gestein, F — Gesteinsgänge, H = Fossilienfundort. Hier möchte ich noch erwähnen, daß die Originale der neuen Arten sich im paläontologischen Universitätsinstitut zu Berlin befinden, während fast das ganze übrige hier bearbeitete Material im Museum des Seminars in Funchal auf Madeira aufbewahrt wird. Foraminifera. Fam. Nummulinidae. 1. Amphistegina Haueri d’ORR. 1846. d’OrBIGnY: Foramin. d. bass. tert. d. Vienne, S.207, Taf. XII, Fig. 3—5. 11 Exemplare von Serra de Dentro, die ich hauptsächlich im Mündungausfüllungsmaterial der Schnecken gefunden habe, stimmen mit der bei d’ÖrBIGnY abgebildeten und beschriebenen Amphistegina Haueri, wie mit zahlreichen Originalen von Steinabrunn bei Wien, in allen Merkmalen so vollkommen über- ein, daß ich sicher annehmen darf, daß es sich hier um dieselbe Art handelt. Es ist merkwürdig, daß meine Exemplare durch- schnittlich kleiner sind als die Wiener Exemplare, was angesichts der geographischen Lage gerade umgekehrt sein sollte. Massen- haft im Leithakalk bei Wien. Echinoidea. Fam. Cidaridae WRIGHT. 2. Rhabdocidaris Sismondai MAYER. 1864. K. Mayer: Madeira usw. S. 192, Taf. I, Fig. 6. Gegen 40 Stacheln von Serra de Dentro und 3 derselben von Ilheu de Baixo gehören sicher dieser Art an. Auch hier 88 sind auf der Oberseite der Stacheln deutliche Längsstreifen entwickelt wie bei Rh. Sismondai von Porto da Calheta auf Porto Santo. Nur daß bei vorliegenden Exemplaren die Streifen einmal einfache Leisten sind; ein andermal lösen sich diese Leisten teilweise oder vollkommen in Knötchenreihen auf mit allen Übergängen. Die anderseitige Skulptur wie bei dem Typus. Gegen 30 Stacheln von Serra de Dentro entbehren fast vollkommen der Streifen auf der Oberseite und auf dieser Seite treten die Dornen immer mehr auf. Sonst bleiben alle anderen Merkmale gleich wie oben. Wir hätten es hier höchstens mit einer besonderen Varietät von derselben Art zu tun. Fam. Ulypeastridae. 5) 3. Ulypeaster portentosus DEs-MouL. 1897. C. MAYER-EyMmAr: Revision d. Form. rh. d. Clyp. altus. Mir liegen 3 Exemplare vor, die Herr GAGEL bei Sao Vincente auf Madeira 1903 gesammelt hat. 1864 hat K. MAvErR von demselben Fundort 8 Exemplare als Clyp. altus beschrieben (siehe Madeira usw. S. 192). Meine Exemplare unterscheiden sich wohl vom Clyp. altus dadurch, daß sie bedeutend höher sind und deren Peristom breiter de Übrigens geht Clyp. altus nach C. MAyEr-EymAar bei der Zunahme der Höhe in Clyp. portentosus über (Revision usw. ebenda). Außerdem lassen sich meine Exemplare vortrefflich identifizieren mit bei MıcHELIN abgebildeten Clyp. pyramidalis und Clyp. portentosus, wie auch mit Clyp. alticostatus!), welche 3 Arten ©. MAYER-EyMAr mit Recht in eine Art Clyp. portentosus vereinigt hat. Nach dem letzten Autor kommt diese Art ausschließlich in Helvetian II B vor. Clyp. portentosus kommt im Leithakalk bei Eisenstadt (Ungarn) vor, dann bei Dax, auf Malta usw. 4. Clypeaster Seillai Des-Mour. 1897. C. MAYER-EyYMAR: Revision usw. 1851 stellte Phıtıppı eine Methode auf zur Unterscheidung des Clyp. altus von Olyp. Seillai, was lediglich nach der Stellung der Genitalporen geschehen sollte?). Diese Unterscheidungs- methode wurde später (1862) von MICHELIn angenommen. Danach sollen die fünf Genitalporen bei Clyp. Seillai dicht an der Scheitelplatte liegen und bei Clyp. altus weit außerhalb. = !) MicHELIn: Monographie des elypeastres fossiles, Taf. 27, 28, 29. ?) DunkEr-MAyER: Palaeonthographica 1851, S. 2 323: 1897 hat ©. MaAveEr-Eymar festgestellt, daß auch beim echten Clyp. altus die fünf Genitalporen meistenfalls hart an der Scheitelplatte liegen. Nach dem letzten ist CIyp. Seillai eine dem Clyp. altıs sehr nahe verwandte Form, die aber flacher ist und ein weites trichterförmiges Peristom hat. Diese Merk- male finden sich bei meinem einzigen Exemplar von Ilheu de Cima. Clyp. Scillai ist im Helvetian II B ungemein verbreitet (Niveau von Salles, St. Gallen usw.), seltener im Helvetian I (bei Turin) und noch seltener im Aquitanian (bei Bordeaux). 5. Olypeaster Scillai var. intermedia (Des-Mour.) M.-Evmar. 1897. C. MaYER-EYMAR: Revision usw. ebenda. Ein Exemplar von Ilheu de Cima zeigt einen Clyp. Seillai, dessen Peristom sich ziemlich verengt hat und deren Ambulacren- gegend sich bedeutend aufgebauscht hat — die Merkmale, welche nach ©. MAYER-EyMmAR einen Bastard zwischen Clyp. altus und Clyp. Seillai charakterisieren, und den er Clypeaster Scillai var. intermedia nannte. Dieselbe Form hat MiıcHerLin als Clyp. inter- medius Des Mour. beschrieben und abgebildet!). Verbreitet im Helvetian IIB bei Turin, in der Provence usw. 6. Clypeaster Seillai var. crassicostata? (Ag.) M.-EyMAR. 1897. C. MAYER-EYMAR: Revision usw. Ein größeres Fragment von Ilheu de Baixo ließe sich gut identifizieren, sowohl in der Größe wie in der Flachheit der Schale mit dem bei MiıcHELIN abgebildeten Clyp. erassicostatus Ac. (Monographie usw., Taf. XVII, Fig. 1). Das Peristom ist hier nicht erhalten. Schon 1864 hat K. Mayer 3 Exemplare von demselben Fundorte als Clyp. crassicostatus beschrieben, was noch wahrscheinlicher macht, daß es sich hier um dieselbe Art handelt. ©. MAYER-EyMAR nimmt Clyp. crassicostatus Ac. als eine Varietät von Clyp. Seillai an. Verbreitet im Helvetian II B, bei Turin, im Leithakalk usw. Lamellibranchiata. Fam. Pernidae. 7. Perna maxillata var. Soldaniü Desu. 1864. K. Mayer: Madeira usw. S. 221. 1867. M. Hörnes: Foss. Mollusken d. W., B.II, S. 378, Taf. 53 Fig. 1, Taf. 54 Fig. 1. 1898. Sacco: I Moll. terz. usw. XXV, 8.26, Taf. VII, Fig. 2-5. !) Monographie usw., Taf. 31. 5)9) 25 Exemplare von Serra de Dentro sind sehr verschieden groß und meistens fragmentarisch erhalten. Hier kommen auch die Riesen dieser Art vor, die gegen 225 mm lang sind, gegen 135 mm breit und 90 mm dick. Die Form der Schale wechselt. Einige Individuen sind vierseitig, zungenförmig, wie es HÖRNES für P. Soldanii angegeben hat; die anderen aber zeigen ziemlich spitze Wirbel, wie das Sacco für dieselbe Art (Fig. 3, a. a. 0.) abgebildet hat. Alle haben schließlich das Hauptmerkmal dieser Art gemeinschaftlich, die Bandfläche ist nämlich bei allen so ausgebildet, daß deren Kanäle stets enger sind als die da- zwischenliegenden Leisten. Auch in anderen Merkmalen stimmen die vorliegenden Exemplare mit P. Soldanii überein. Diese Art kommt im Wiener Becken bei Niederleis (nicht selten), in Siebenbürgen bei Lapugy, im Helvetian bei Turin, Baldissero (häufig), im Pliocän bei Asti (massenhaft), bei Porto da Calheta auf Porto Santo usw. — Fam. Limidae. 8. Radula lima var. dispar (MIcHrT.). 1864. K. MavEr: Madeira usw. S. 221, Taf. V, Fig. 27. M. Hörnss: Foss. Moll. II, S. 383, Taf. 54, Fig..2. 1898. Sacco: I Moll. terz. usw., XXV, 8.13, Taf. IV, Fig. 28—31. Es liegen mir 3 Exemplare von Pico de Juliana und 2 von Serra de Dentro vor, die verschieden groß und ver- schieden gut erhalten sind. In der Form.der Schale, wie in der Ausbildung der Ohren und beschuppten Rippen, stimmen alle diese Exemplare mit Radula lima var. dispar aus Helvetian bei Turin überein. Die Zahl der Rippen schwankt zwischen 24 und 25. Bei HörneEs ist diese Art als Lima squamosa be- schrieben und abgebildet. Sacco gibt für diese Art 22—25 Rippen an. | Ein Exemplar von Pico de Juliana ist etwas mehr auf- gewölbt, wodurch es an Lima inflata erinnert. Weil hier die Rippenzahl kleiner ist (24) als bei /. inflata (30), und weil hier das Vorderohr größer ist als das Hinterohr, die bei /. in- flata gleich sind (CnemniTz: Conchyl. Cabinet, Taf. 68, Fig. 649), rechne ich auch diese Form zu AR. lima var. dispar. Lima atlantica, die K. MAyErR auf Grund der vielen Steinkerne von Ilheu de Baixo aufgestellt hat (Madeira usw., Taf. 5, Fig. 27), besitzt 23—25 Rippen und dieselbe Form wie die vorliegende Art. Wenn auch /. atlantica viel größer ist als meine Exemplare, so glaube ich doch, daß HörnEs mit Recht diese Art mit seiner L. squamosa vereinigt hat, 56 Diese Art ist im Wiener Becken selten, häufiger in Sieben- bürgen bei Lapugy, häufig im Helvetian bei Turin, Baldissero, Sciolu usw. 9. Radula lima var. pliodispar Sacco. 1898. Sacco: I Moll. terz. usw., XXV, S. 14, Taf. IV, Fig. 32, 33. Diese Varietät unterscheidet sich von der vorhergehenden nur dadurch, daß sie durchschnittlich größer ist und mehr Rippen hat (23—30). Sonst bleiben die Form der Schale und alle anderen Merkmale gleich bei beiden Varietäten. Ein Exemplar von Ilheu de Cima mit 27 Rippen und eins von Ilheu de Baixo? mit 28 Rippen lassen sich vollkommen identi- fizieren mit R. lima var. pliodispar. Sacco führt diese Form nur aus unterem Pliocän von Astı, Piacentino usw., wo sie häufig zu finden ist. Demnach wäre sie hier zum ersten Male im Miocän aufgefunden worden. 10. Radula lima war. subtilis now. var. Date Pico de Juliana: 30 mm lang, 24 mm breit. Ein Exemplar. In der Zahl (23) und Ausbildung der Rippen gleich mit AR. lima var. dispar. Die Ohren sind hier ziemlich klein; das vordere etwas größer als das hintere. Was diese Form von R. lima var. dispar unterscheidet, ist die sehr schlanke und fast symmetrische Schale, deren stark zugespitzter Wirbel die Ohren überragt. Bei vorhergehenden Varietäten ist die Schale ziemlich schief. Fam. Pectinidae Lam. 11. Chlamys Reissi BRONN. 1864. K. MAYER: Madeira usw., S. 227, Taf. V, Fig. 32. Diese Form hat K. MAyER zuerst von Ilheu de Baixo be- schrieben und abgebildet. Ein Wachsabdruck von meinem Exemplar, von demselben Fundort, zeigt genau dieselbe Form der Schale und vollkommen übereinstimmende Berippung wie Chl. Reissi. Als eine dieser Art nahe verwandte Form führt SAacco Chlamys gloriamaris (Dup.) aus dem Helvetian bei Turin an (I Moll. terz. usw., XXIV, S.5, Taf. I, Fig. 8—11). 12. Chlamys gloriamaris var. longolaevis? SACCO. 1865. Hörnzs: Foss. Moll. usw., II, S. 408-410, Taf. 64, Fig. 2. 1897. Sacco: I Moll. terz. usw., XXIV, S.6, Taf. I, Fig. 8. 57 Ein Fragment von Serra de Dentro zeigt fast ganz flache Schale und dieselbe Berippung, wie das Hörnks für Peeten substriatus angegeben und abgebildet hat. Diese Art aus dem Wiener Becken hat Sacco mit Chlam. gloriamaris var. longolaevis aus dem Helvetian bei Turin identifiziert. Die Abbildungen bei HÖRNES und Sacco zeigen wohl viel größere Individuen, als mein Exemplar ist, weswegen es sich hier um eine jugendliche Form handeln dürfte. Diese Art ist im Miocän sehr verbreitet: im Wiener Becken, bei Lapugy, bei Turin, bei Bordeaux, auf Porto Santo usw. 13. Chlamys Noronhai nov. spec., Taf. I, Fig. 2, a, b, c. Die unvollkommen erhaltene linke Klappe zeigt dieselbe Ausbildung der Ohren und Radialrippen, wie die vorhergehende Art aus dem Helvetian bei Turin (Sacco: I Moll. terz. usw., XXIV, Taf. I, Fig. 8). Die Hautrippen sind ziemlich stark ausgebildet, glatt und 16 an der Zahl (Taf. I, Fig. 2a). Zwischen je zwei Hauptrippen kommen dreimal je zwei, sonst je eine Nebenrippe, die viel feiner ausgebildet sind und deren Zahl 19 ist. In allen vertieften Räumen zwischen den Haupt- und Nebenrippen bzw. zwischen zwei Nebenrippen befindet sich eine sehr feine, diagonale, gitterartige Skulptur, durch welche eine feine Granulation hervorgerufen ist, wie das in Taf. I, Fig. 2b, allerdings nur schematisch, wenn auch 4mal vergrößert, dar- gestellt ist. In Taf. I, Fig. 2c, ist diese Granulation sehr stark vergrößert, aber naturtreu abgebildet. Es ist interessant, daß sich dieselbe Granulation mit guter Lupe auch zwischen den Radialrippen am Vorderohr beobachten läßt. Dieselbe diagonale Granulation hat E. Prruippr schematisch bei Pecten pes felis und Hinnites Brussonii abgebildet!). Die vorliegende Form unterscheidet sich von Chl. gloriamaris var. longolaevis nicht nur durch das Vorhandensein dieser feinen, diagonalen Granulation, sondern auch dadurch, daß sie kleiner ist und weniger Rippen hat (16 statt über 20). Wegen dieser Unterschiede glaube ich eine neue Art hier aufstellen zu müssen. Fundort: Serra de Dentro. 14. Aequipecten dentronensis nov. spec., Taf. I, Fig.3 a, b. Gegen 11 mm hoch und ebenso breit. Ein Exemplar, bei dem der Wirbel, das Vorderohr und der Vorderteil der Schale fehlen, der übrige Teil aber und die N) Diese Zeitschr. 52, 1900, S. 88, Fig. 9, 10. 58 Skulptur vorzüglich erhalten sind. In der Form und Größe der Schale wie in der Form der Radialrippen steht es am nächsten dem Aequipecten opercularis var. plioparvula aus dem Oberpliocän bei Asti (Sacco: I Moll. terz. usw., XXIV, 8.15, Taf. III, Fig. 24—26). Bei meiner Art sind die Rippen etwas schmäler und weiter abstehend, als das bei der erwähnten pliocänen Art der Fall ist. Außerdem kommen hier in jedem Zwischenraum zwischen zwei Rippen regelmäßig je zwei er- habene Radiallinien. Überall zwischen den Radialrippen und Radiallinien befinden sich sehr feine Querlinien, deren Stellung und Aussehen in Taf. I, Fig. 3b, genau abgebildet ist. Am unteren Rande der Schale kommen die Anwachsstreifen deutlicher zum Vorschein, als höher an den Rippen, wodurch die Radial- linien verhindert werden, bis zum Rand zu gelangen, wie das aus Taf. I, Fig. 3, a, b deutlich zu sehen ist. Wegen der eigentümlichen Skulptur habe ich auch hier eine neue Art aufgestellt. Fundort: Serra de Dentro. 15. Aequipecten spinosovatus SACCO. 1897. Sacco: I Moll. terz. usw., XXIV, S.21, Taf. VI, Fig. 20-25. 26 mm hoch und 26 mm breit. Zwei vorliegende Exemplare stimmen in der Form der Schale wie in der Ausbildung der Ohren und Rippen vollkommen überein mit Aequipecten spinosovatus aus dem unteren Pliocän von Asti, Zinola usw., wo er häufig ist. Im Tortonian kommt diese Art in Italien sehr selten vor. Fundort: Serra de Dentro (2 Exemplare). 16. Aequipecten tripartitus nov. spec., Taf. Il, Fig. A. a, b. Auf Grund eines Fragmentes sollte möglichst selten eine neue Art aufgestellt werden. Mir liegt indessen ein Bruchstück der Schale vor, dessen Skulptur so eigentümlich ausgebildet ist, daß ich mich gezwungen sah, hierin eine neue Art zu er- blicken. Wie das die Tafel II, Fig. 4a, zeigt, sind die Rippen bei dieser Form ähnlich wie bei Aequipecten scabrellus und seinen Varietäten entwickelt (Sacco: I Moll. terz. usw., XXIV, Taf. VIII, Fig. 1—37). Hier sind aber die Hauptrippen, deren 6 erhalten sind, durch die Längsfurchen regelmäßig in drei Strahlen geteilt, was ich bei keinem Aequ. scabrellus. finden konnte. Zwischen den Hauptrippen kommen 2—3 Zwischenrippen, die fast ebenso groß und vollkommen ebenso ausgebildet sind, wie die Strahlen der Hauptrippen. Für diese Art ist noch eigentümlich, daß in 59 allen Furchen der Hauptrippen, ebenso in denjenigen zwischen den Zwischenrippen selbst, wie zwischen den letzten und den Hauptrippen, dieselbe feine diagonale Granulation vorhanden ist, wie wir das bei Chlamys Noronhai gesehen haben, und wie das in Taf. II, Fig. 4b vergrößert, aber schematisch dargestellt ist. Fundort: Serra de Dentro. 17. Gigantopecten latissimus (BR.) 1864. MAYER: Madeira usw. S. 224. 1868. Hörnes: Foss. Moll. usw., II, S. 395, Taf. 56. Zwei Bruchstücke zeigen dieselbe Ausbildung der Rippen, wie das bei Hörnes für Peeten latissimus abgebildet ist. Nach: der Größe der Rippen wird man vermuten dürfen, daß es sich hier um Riesenindividuen handelt. K. Mayer fand dieselbe Art auf S. Maria und im Tuff des Ilheu de Baixo. Nach Hörnes ist diese Art für den Leithakalk im Wiener Becken charakteristisch. Fundort: Serra de Dentro. 18. Amussiopecten Burdigalensis (Lk.) 1864. MAyER: Madeira usw., S. 223. 1897. Sacco: I Moll. terz. usw., XXIV, S. 53, Taf. XV, Fig. 1— Zwei Fragmente tragen typische, flache Rippen des Amussio- pecten Burdigalensis, die sich besonders mit jugendlichen Formen aus dem Helvetian bei Turin identifizieren lassen, wo diese Art häufig ist. Dieselbe Art ist bekannt von Santa Maria und llheu de Baixo. Fundort: Serra de Dentro. 19. Parvochlamys cfr. oolaevis SAcco. 1904. Sacco: I Moll. terz. usw., XXX, S. 145, Taf. XXVIIL Fig. 15 —17. Ein Steinkern mit teilweise erhaltenen Ohren zeigt dieselbe Form und Aufwölbung der Schale und dieselbe Skulptur des Vorderohres, wie Parvochlamys oolaevis aus dem Helvetian bei Sciolze. Nur ist mein Exemplar zweimal so aron Fundort: Serra de Dentro. Fam. Spondylidae GRAY. 20. Spondylus gaederopus L. 1864. Mayer: Madeira usw., S. 229. 1898. Sacco: I Moll. terz. usw., XXV, 8.3, Taf. I, Fig. 1—5. 60 Ein stark verwittertes Exemplar stimmt gut überein mit dem bei SAcco abgebildeten Spondylus gaederopus aus dem Pliocän bei Asti. Mein Exemplar ist 140 mm lang und 100 mm breit. Im Mittelmeer erreicht diese Art nach WEINKAUFF (Conchyl. d. Mittelmeeres, I, S. 269) die Größe von 120 mm. MAYvER führt dieselbe Art an von Ilheu de Baixo und Ilheu de Cima. Fundort: Ilheu de Cima. 21. Spondylus gaederopus var. inermis MoNTRs. 1898. SAacco: I Moll. terz. usw. S.4, Taf. I, Fig. 6. Zwei vorliegende Exemplare zeigen alle Merkmale des Sp. gaederopus und sind etwas breiter als lang. Die Skulptur auf der Oberfläche ist, soweit sie zu sehen ist, sehr schwach aus- gebildet, worin diese Form sehr gut übereinstimmt mit Sp. gaederopus var. inermis aus Pliocän bei Asti. Fundort: Ilheu de Cima, Ilheu de Baixo. 22. Spondylus Brancai nov. spec. Taf. Il, Fig. 1. 165 mm lang und 135 mm breit. Die rechte Klappe, die ich aus dem sehr harten Tuff herauspräpariert habe, ist birnförmig, ziemlich stark und ganz regelmäßig aufgewölbt. Auf der Oberfläche sind zahlreiche sehr stark bestachelte Radialrippen entwickelt. Die Verteilung dieser Rippen ist sehr eigenartig. Die rechte Hälfte der Ober- fläche zeigt 3 starke Rippen mit sehr kräftigen Stacheln. Zwischen diesen „Hauptrippen“ kommen 7—10 entschieden kleinere Rippen, die mit kleineren Stacheln oder mit Dornen besetzt sind. Die linke Hälfte dieser Klappe trägt gegen 20 „Hauptrippen“, die dicht nebeneinander liegen und mit kräftigen Stacheln ausgerüstet sind. In der Weise kann man hier in der Ausbildung der Skulptur auf einer und derselben Klappe rechts und links unterscheiden, was für diese Art das Hauptmerkmal ist. (Taf. I, Fig. 2.) Viele Abbildungen von Spondylus habe ‚ich gesehen, aber bei keinem eine derartige Skulptur. Die Ohren sind ungleich und stark bestachelt. Fundort: Serra de Dentro. 23. Spondylus Delesserti CHENU. 1864. Mayer: Madeira usw., S. 229. CHenu: Illustrations conchyliologiques, S.5. Pl. 12. MAYvER-EyMmAR hat zuerst diese Art aus den miocänen Schichten von Ilheu de Baixo, Ilheu de Cima und von Porto 61 da Calhita auf Madeira beschrieben. In der Flachheit und Größe der Schale, wie in der Ausbildung der Skulptur auf der Oberfläche, lassen sich meine Exemplare mit dem bei Önenu abgebildeten Typus identifizieren. Die vorliegenden Exemplare haben bis 33 mm dicke Schale. Das Schloßfeld ist sehr groß: 93mm lang und 45 mm breit, in dessen Mitte befindet sich eine kräftige Ligamentgrube, die bis zum Wirbel hinreicht. Diese Art lebt heute im Indischen Ozean. Fundorte: Ilheu de Baixo (4 Exempl.) u. Serra de Dentro. 24. Spondylus spec. Ein Steinkern aus dem Kalk von Ilheu de Baixo, ist kleiner und verschieden von den Steinkernen aus demselben Kalk, die ich als dem Spon. Delesserti angehörende betrachte, läßt sich aber nicht näher bestimmen. Fundort: Ilheu de Baixo. 25. Spondylus concentricus BRn. 1898. Sacco: I Moll. terz. usw. XXV, S.6. (Taf. III, Fig. 4—8.) Eine gut erhaltene Unterklappe stimmt in allen Merkmalen mit dem bei Sacco abgebildeten Spond. concentricus aus dem Unterpliocän bei Savona, Zinola usw. überein, wo diese Art häufig ist. Nicht selten kommt sie auch im Tortonian bei Stazzano vor. Merkwürdig ist bei vorliegendem Exemplar, daß dasselbe ganz frisch und unverwittert aussieht. Es sei hier erwähnt, daß ich in der Sammlung des geol. paläontolog. Instituts zu Berlin einen Spondylus (bezeichnet als gaederopus) von Lapugy (Siebenbürgen) gesehen habe, der größer ist als das vorliegende Exemplar, aber sicher mit demselben zusammengehört. Fundort: Ilheu de Baixo. 26. Spondylus concentricus var. imbricata MiıcHTt. 1898. Sacco: I Moll. terz. usw. XXV, S.7. (Taf. III, Fig. 9—14.) Drei Oberklappen, verschieden groß und verschieden gut erhalten, besitzen alle Merkmale des Spond. concentricus var. imbricata aus dem Helvetian bei Turin und Baldissero, wo er sehr häufig ist. Wie das-Sacco angegeben hat, wechselt diese Art in der Größe der Schale sehr stark von 8 bis 115 mm. Dieselbe Art wurde früher von Micnusrorti!) und Nev- GEBOREN?) als Spondylus miocenicus beschrieben. Fundort: Serra de Dentro (3 Exempl.) 27. Spondylus baixonensis nov. spec. Taf. 1], Fig. 2. a,b, c. Eine unvollkommene, aber gut erhaltene Oberklappe, war mindestens 140 mm breit. In der Wirbelgegend ist die Schale stark und regelmäßig aufgewölbt, die sich nach hinten allmählich verflacht. Die Radialrippen sind ähnlich und doch verschieden ausgebildet wie bei Spondylus concentricus. Auf der Oberfläche sind sechs flache Hauptrippen regelmäßig verteilt. Diese Rippen sind mit ziemlich weit abstehenden, aber starken Stacheln besät, die hier meistenteils abgebrochen sind. Zwischen diesen Rippen befinden sich 4—6 kleinere Rippen, die nur mit Knoten oder sehr kleinen Stacheln besetzt sind (Fig. 2a). Zwischen den kleineren Rippen einerseits und zwischen diesen und den Hauptrippen andererseits kommen noch dazu 2—3 sehr feine Knötchenreihen vor, wie das in Taf. II, Fig. 2c vergrößert dargestellt ist. Das Vorderohr ist kleiner als das hintere; beide sind stark bestachelt. Das Schloßfeld und die Zähne zeigt Fig. 2b. Ich habe alle diese Merkmale bei einem bekannten Spondylus vereinigt nicht finden können. Fundort: Ilheu de Baixo. 28. Spondylus Noronhai nov. spec. Taf. I, Fig.>5. 130 mm lang und gegen 90 mm breit. Eine sehr gut erhaltene Unterklappe ist kegelförmig, schief verlängert, an dem Rücken ziemlich eben. Zwei Drittel von der Oberfläche sind mit den konzentrischen, unregelmäßig laufenden, aufgerichteten Lamellen bedeckt, die nach unten stark erenuliert sind. Diese Lamellen sehen terrassenartig aus. Auf diesem Teil der Schale sind die Radialrippen von den konzentrischen Lamellen vollkommen verhüllt. Im vorderen Drittel der Schale verschwinden die erwähnten Lamellen ganz und kommen die Radialrippen sehr deutlich zum Vorschein (Taf. I, Fig. 5.) An den Stellen, wo sich die gedachten Fort- setzungen der Lamellen mit den Rippen kreuzen würden, er- scheinen auf den letzten die Stacheln. Das Vorderohr ist gut erhalten und lang. | !) MiCHELOTTI: Descr. Foss. Mioc. S. 81. 2) NEUGEBOREN: Beitr. Kenntn. Tert. Moll. Ob. Lapugy, S. 389. | 63 Diese ganz eigenartige Skulptur konnte ich nirgends bei einem Spondylus abgebildet sehen. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Ostreidae Lam. 29. Alectryonia plicatula var. germanitala (DE GREG.). 1867. WEINKAUFF: Conchyl. d. Mittelmeeres, 19.216: 1870. Reuss in Hörnes: Foss. Moll. d. W. B., S. 439. 1897. Sacco: I Moll. terz. usw. XXIII, S. 19. (Taf. V, Fig. 14—16.) Ein vortrefflich erhaltenes Exemplar stimmt in allen Merk- malen überein mit Alectryon. plicatula var. germanitala aus dem Pliocän von Asti, die bei Sacco in Fig. 15 abgebildet ist, und die im Hana von Stazzano noch häufiger ist. Diese Art ist auch im Wiener Becken bei Steinabrunn usw. und in Sieben- bürgen bei Ob. Lapugy verbreitet. Jetzt lebt sie im Mittelmeer. Es liegen mir noch einige Bruchstücke der Schale von Serra de Dentro und Pico de Juliana vor, die sicher derselben Art angehören. Fundorte: Ilheu de Baixo, Serra de Dentro, Pico de Juliana. 30. Alectryonia plicatula var. taurinensis SACco. 1864. MaAyar: Madeira usw., S. 230. 1897. Sacco: IMoll. terz. usw. XXI, S. 21. (Taf. VI, Fig. 46) Aus dem Helvetian bei Turin hat Sacco Alectryonia plica- tula var. taurinensis abgebildet, mit welcher mein Exemplar wie in der Größe, so auch in der Form und Ausbildung der Schale übereinstimmt. Ostrea hyotis die MAyYER von Santa Maria, Ilheu de Baixo und Ilheu de Cima beschrieben hat, vereinigt Sacco mit dieser Art. Fundort: Ilheu de Baixo. 31. Alectryonia spec. Ein abgeriebenes schlecht erhaltenes Exemplar läßt sich nicht näher bestimmen. Fundort: Ilheu de Baixo. 32.. Pycnodonta confr. Brongniarti Ban. 1897. Sacco: I Moll. terz. usw. XXIU, S. 21. (Taf. VII, Fig. 1, 2.) 133 mm lang und 100 mm breit. Ein Steinkern aus dem Kalk von Ilheu de Baixo zeigt dieselbe Form der Schale wie Pycnodonta Brongniarli aus dem 64 Tongrian bei: Dego, Carcare usw. Das vorliegende Exemplar ist jedoch größer, mehr in die Länge ausgezogen und der Wirbel ist nicht so stark einwärts gekrümmt, wie bei der erwähnten oligocänen Art, weswegen hier die ganze Bandgrube zu sehen ist. Jedenfalls haben wir hier eine mit Pycnodonta Brongniarti verwandte Form, die sich näher nicht sicher bestimmen läßt. Fundort: Ilheu de Baixo. Fam. Mytilidae Lam. 33. Septifer superbus HÖRNn. 1870. HÖRNES: Foss. Moll. d. W.B. II, S.359. (Taf. 45, Fig. 11.) 10 mm lang und 7 mm breit. Diese Art hat zuerst HörnEs aus dem Wiener Becken von Gainfahren beschrieben und abgebildet, später wurde sie in Siebenbürgen bei Lapugy und im Banat bei Kostaj wiederge- funden. . Mein einziges Exemplar ist größer als Wiener Exemplar, sonst stimmt es vollkommen überein mit der Wiener Art. Fundort: Serra de Dentro. 34. Septifer oblitus (MicHr.) 1864. Mayer: Madeira usw. S. 220. (Taf. IV, Fig. 25.) 1866. HÖRNES: Foss. Moll. usw. S. 359. (Taf. XXXXV, Fig. 10.) 1898. Sacco: IMoll. terz. usw. XXV, 8. 36. (Taf. X], Fig. 1, 2.) 14mm lang und 9 mm breit. Diese Art unterscheidet sich von der vorhergehenden lediglich dadurch, daß hier die Radialstreifen nicht so stark gekerbt sind, und daß die Zwischenfurchen nicht so deutlich gestreift sind. Im Helvetian bei Turin ist häufig, kommt auch im Wiener Becken bei Steinabrunn vor und ebenso in Sieben- bürgen bei Lapugy. MAYER-EyMAR hat Mytilus Domengensis von Santa Maria und aus dem weißen Kalk von Ilheu de Baixo beschrieben und abgebildet, der offenbar hierher gehört. | Fundort: Serra de Dentro. 35. Lithophagus Lyellianus MAYER. 135 mm lang und 41 mm breit. Es liegen mir über 20 Exemplare, die verschieden groß und verschieden gut erhalten sind. Alle Merkmale, die für Z. Lyellianus charakteristisch sind, sind hier wieder zu finden. Einige Exemplare von Serra de Dentro mit vollständig erhaltener Skulptur zeigen, daß die 65 transversalen Streifen weiter hinaufziehen, als das bei MAYER in Fie.. 23c dargestellt ist, daß sie sich mit den vom Rückenrande kommenden Streifen kreuzen und dadurch auf den Anwachsringen sehr feine chagrinierte Skulptur hervorrufen, die sehr schwach ausgebildet ist. Fundorte: Serra de Dentro (15 Exempl.), Ilheu de Baixo (über 10 Exempl.) 5) 86. Lithophagus pap illiferus now sipieer Kat, 1, Rio. 3. Es ist leider nur ein Teil der Schale erhalten, die aber eine schöne Skulptur trägt. Die Form der Schale und die Anwachsringe sind ganz in derselben Art entwickelt wie bei der vorhergehenden Art. Die Anwachsstreifen auf den Anwachs- ringen fehlen hier vollständig. Die diagonale, chagrinierte Skulptur auf den Anwachsringen, die bei einigen Exemplaren der 2. Lyellianus nur schwach angedeutet ist, ist hier ganz gut entwickelt. Man sieht schöne diagonale Reihen der Papillen (Taf. II, Fis. 3). Es ist zweifellos, daß diese Art mit Z. Lyellianus nahe verwandt ist. Wegen der angegebenen Skulptur meine ich, daß es sich hier doch um eine selbständige Art handelt. Fundort: Serra de Dentro. 87. Lithophagus cf. lithophagus (L.) 1898. Sacco: I Moll. terz. usw, XXV, S. 45. (Taf. XII, Fig. 12.) Zwei gut erhaltene Exemplare stimmen ganz gut überein mit den jugendlichen Formen von Lith. ef. lüthophagus aus dem Helvetian bei Turin, die bei Sacco in Fig. 12 abgebildet sind. Sonst kommt diese Art in allen miocänen Schichten in Italien ebenso häufig vor, wie auch im Pliocän. Fundort: Serra de Dentro. 88. Lithophagus Moreleti? Mayer. 1864. MaAyRr: Madeira usw. S. 219. (Taf. IV, Fig. 24.) 10 Steinkerne von verschiedenen Lokalitäten, zeigen alle dieselbe Form der Schale und die annähernde Größe wie Lith. Moreleti. Die Skulptur ist leider nicht erhalten. Hierzu kommen noch die zylindrischen Löcher im weißen Kalk von Ilheu de Baixo, für welche noch Maver die Ansicht ausgesprochen hat, daß sie von dieser Art herrühren mögen. Fundorte: Serra de Dentro (5 Exempl.), Pico de Juliana (2), Iheu de Baixo (3). Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. > 66 Fam. Arcidae Lam. 39. Arca tetragona PoL1. 1864. Mayer: Madeira usw. S. 217. 1867. WEINK urr:: Conch.d. Mittelmeeres, I, S.192. 1898. S:cco: IMoll. terz. usw. XXVI, S.5. (Taf.I, Fig. 12, 13.) Zwei rechte Klappen, die mir vorliegen, sind in allen Merkmalen identisch mit der bei Sacco abgebildeten A. tetra- gona. Dieselbe Art wurde von BRUGUIERE Arca navicularis ge- nannt, unter welchem Namen sie MAyErR von Santa Maria und Pico de Juliana beschrieben hat. Diese noch heute im Mittelmeer lebende Art kommt im Helvetian bei Turin häufig vor, sehr selten im Tortonian bei Stazzano, und nicht selten im unteren und oberen Pliocän bei Asti, Piacentino usw. Fundorte: Ribeiro do Moledo, Serra de Dentro. 40. Arca tetragona var. perbrevis SACCO. 1898. Sacco: IMoll. terz. usw. XXV],S.5. (Taf.I, Fig. 22.) Diese Form hat Sacco von der vorhergehenden Art als selbständige Varietät lediglich deswegen abgetrennt, weil sie mehr von den Seiten zusammengedrückt ist, wodurch die Schale mehr breit und weniger lang geworden ist. Meine ein- zige, rechte Klappe ist bedeutend größer als ein bei SAacco aus dem Helvetian bei Turin abgebildetes Exemplar, wo diese Varietät wenig häufig ist. Fundort: Serra de Dentro. 41. Arca clathrata (DErk.) 1847. MicHELorrı: Descr. Foss. Mioe. S. 101. 1865. Hörnns: Foss. Moll. usw. $. 340. (Taf. XXXXIV, Fig. 10.) 1867. WEINKAUFF: Conch. d. Mittelmeeres, I, S. 200. 1898. Sacco: IMoll. terz. usw. XXVI, S.8. (Taf. II, Fig. 1—4.) Drei vorliegende Steinkerne zeigen dieselbe Ausbildung und Form der Schale wie A. clathrata. Es kommt noch dazu die für diese Art charakteristische Gitterskulptur der Öber- fläche, die auch bei meinen Steinkernen ganz deutlich markiert ist. Deswegen nehme ich als zweifellos an, daß es sich auch bei diesen Steinkernen um dieselbe Art handelt. SAcco hat bei A. clathrata mehrere Varietäten abgetrennt, die meistenteils im Helvetian und unterem Pliocän in Italien verbreitet sind. Sonst kommt diese Art vor, im Miocän bei 6 = Bordeaux, im Wiener Becken bei Steinabrunn, in Siebenbürgen bei Lapugy usw. Heute lebt sie im Mittelmeer. Fundort: Pico de Juliana (2 Exempl.), Serra de Dentro. 42. Bathyarca pectunculoides var. cf. septentrionalis (SARS.) 1865. Hörnezs: Foss. Moll. usw. S. 342. (Taf. XXXXIV, Fig. 11.) 1898. Sacco: IMoll. terz. usw. XXVI, S. 12. (Taf. II, Fig. 41.) Zwei abgeriebene und sonst unvollkommen erhaltene Exemplare stimmen nach der Aufwölbung der Schale, nach der Größe und schiefen Form derselben, wie nach den etwas nach vorne eingerollten Wirbeln ziemlich gut überein mit Bathyarca pectunculoides var. cf. septentrionalis aus dem Helvetian bei Turin. Die Skulptur der Oberfläche wie die Zähne sind leider nicht erhalten, weswegen auch die Bestimmung noch immer un- sicher ist. Sonst kommt diese Art im Wiener Becken vor bei Baden und ebenso bei Lapugy in Siebenbürgen, woher sie als Arca pisum PArTScH beschrieben wurde (Hörnes: Foss. Moll.) Fundort: Serra de Dentro (2 Exempl.) 45. Barbatia barbata (L.) 1864. MAyvErR: Madeira usw. S. 215. 1867. WEINKAUFF: Oonch. d. Mittelmeeres, I. S. 194. 1870. HÖRNnEs: Foss. Moll. usw. II, S. 327. (Taf. XXXXIIJ, Fig. 6—11.) 1898. Sacco: IMoll. terz. usw. XXVI, S. 12. (Taf. II, Fig. 42 —44.) 18 vorliegende Exemplare sind verschieden gut erhalten, einige aber von denselben ausgezeichnet, und alle gehören ganz sicher der Barbatia barbata an. Diese Art ist in miocänen Schichten sehr häufig und weit verbreitet, sie kommt ebenso oft vor in Italien, Frankreich, wie in Galizien, Böhmen, Wiener Becken, Siebenbürgen usw. Heute lebt sie an allen Küsten des Mittelmeeres. Im Pliocän ist diese Art auch sehr stark vertreten. MAyErR hat 5. Barbata nur von Pico de Juliana angeführt. Es ist auffallend, daß sie weder aus den miocänen Schichten von Santa Maria und S. Vicente noch aus denjenigen von Gran Canaria bekannt ist. Fundorte: Pico de Juliana (11 Exempl.), Serra de Dentre (5 Exempl.), Ribeiro do Moledo (2 Exempl.) 44. Barbatia modioloides (CANTR.) 1870. Hörnes: Foss. Moll. usw. II, S. 340. 1898. Sacco: IMoll. terz. usw. XXVI, S. 15. (Taf. III, Fig. 8-11.) {9} 68 In 4 Exemplaren von Pico de Juliana ist diese stark ge- wölbte, ungleichseitige Art mit den sich nach unten zweiteilenden Radialrippen sicher wieder zu erkennen. Diese Art hat Hörnes aus dem Leithakalk bei Steinabrunn als Arca dichotoma be- schrieben. In Italien kommt sie im unteren Pliocän bei Asti, Piacentino usw. sehr häufig vor, während sie im Helvetian bei Turin sehr selten ist. Fundort: Pico de Juliana. 45. Azinea pilosa (L.) 33 mm lang und 33 mm breit. ° 1898. Saeco: I Moll. terz. usw. XXVI, S. 31. (Taf. VIE Rio Ein fast kreisrundes, stark gewölbtes Exemplar ist sehr gut erhalten. Es ist wohl bekannt, wie diese Form veränderlich ist, was zu verschiedenen Benennungen veranlaßte In der sroßen fossilen Gruppe des FPectunculus pilosus aus Piemont unterscheidet Sacco zwei Hauptarten: A. bimaculata und A. pilosa. Die letzte Art ist mehr gewölbt als die erstere. Außerdem „liegt die größte Breite der Schale bei A. bimaculata in der Nähe des Schlosses, oder doch im oberen !/;, der Länge!)“, was bei meinem Exemplar nicht der Fall ist. So stimmt mein Exemplar mit A. pilosa ganz gut überein. FPectunculus pilosus aus dem Wiener Becken und aus dem Miocän von Lapugy wurde teilweise von WEINKAUFF und SAacco mit A. bimaculata vereinigt. Der von MAyER aus dem Miocän von S. Vicente auf Madeira beschriebene FPeectunculus pilosus scheint sicher der letzten Art anzugehören. A. pitosa ist im Helvetian bei Turin nicht selten, häufig aber im unteren und oberen Pliocän bei Asti, Piacentino usw. Fundort: Pico de Juliana? 46. Awxinea cf. pilosa (L.). 1898. Sacco: I Moll. terz. usw., XXV], Taf. VII, Fig. 12. Drei vorliegende, nicht ganz gut erhaltene Exemplare zeigen dieselbe Größe und Form der Schale und ganz dieselbe Skulptur, wie das Sacco für juv. Awinea cf. pilosa aus dem Helvetian bei Turin in Fig. 12 abgebildet hat. Fundorte: Serra de Dentro (2 Exempl.), Pico de Juliana. 47. Axinea multiformis MAYER. 1864. Mayer: Madeira usw., S. 213, Taf. III, Fig. 21. !) WEINKAUFF: ÖOonchyl. d. Mittelmeeres, II, S.438. 2 16 gut erhaltene Exemplare zeigen alle Merkmale von A. multiformis, nämlich dieselbe verlängerte und convexe Form der Schale, zahlreiche und schmale Rippen, zwei charakteristische Depressionen auf der Hinterseite, die mehr oder weniger deutlich ausgebildet sind. Sonst zeigen meine Exemplare dieselbe Ver- änderlichkeit, die MAYER für diese Art angegeben hat. S Steinkerne aus derselben Lokalität gehören sicher der- selben Art an. Fundort: Ilheu de Baixo (24 Exempl.). 48. Axinea insubrica (BRoCC.). 1867. WEINKAUFF: Conchyl. d. Mittelmeeres, I, S. 187. 1898. Sacco: I Moll. terz. usw., XXVI, S. 33, Taf. VI, Fig. 11—21. 16 vorliegende Exemplare stimmen in der Form und Wölbung der Schale wie in der Skulptur ganz gut überein mit A. insubrica. Außerdem ist bei meinen Exemplaren dieselbe Ungleichheit der rechten und linken Seite der Schale wie die starke Veränderlich- keit der Größe zu beobachten. Diese Art kommt außerordentlich häufig vor im Helvetian bei Turin und im oberen Pliocän bei Asti. Heute lebt sie auf den Küsten des Mittelmeeres. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Astartidae GRAY. 49. Cabralia Schmitzi J. BÖHM. 1898. J. Böum: Miocän von Selvagem usw. Diese Zeitschr. Bd. 50, 1898, S. 37—39, Fig. 3, 4. Hoch 15-43 mm und breit 19—59 mm. 65 Exemplare aus dem verkitteten Sande und aus dem Tuffe von Selvagem liegen mir vor. Alle diese Exemplare sind vollkommen identisch mit Cabralia Schmitzi, die Herr Prof. J. Bönm aufgestellt und zuerst aus demselben Fundorte be- schrieben und abgebildet hat. Die konzentrischen Streifen wurden vom Herrn J. Böhm nicht erwähnt, wohl aber abgebildet, die auch bei meinen Exemplaren mehr oder weniger deutlich zum Vorschein kommen. Wenn diese Form eine Einbuchtung der Mantellinie hätte, dann würde sie sich mit Lajonkaireia rupestris var. pliogigas SAcco!) aus dem oberen Pliocän bei Asti fast vollkommen identifizieren lassen. Diese Einbuchtung fehlt aber hier vollständig. Deswegen finde ich die Aufstellung der neuen Gattung für diese merkwürdige Form berechtigt. Fundort: Selvagem. 1) Sacco: I Moll. terz. usw., XX VII, 8. 51, Taf. XI, Fig. 24. Fam. Chamidae Lam. 50. Chama gryphoides LixNeE. 1862. Hörnns: Foss. Moll. usw., S. 210, Taf. 31, Fig. 1. 1864. Mayer: Madeira usw., S. 207. 1867. WEINKAUFF: Conchyl. d. Mittelmeeres, I, S. 150. 1899. Sacco: I Moll. terz. usw., XXVII, S. 63. Eine Unterklappe von Pico de Juliana und je eine Ober- klappe von Serra de Dentro und Ilheu de Baixo stimmen in der Form der Schale, in der Einrollung der Wirbel wie in der Ausbildung des Schlosses und der Skulptur ganz gut überein mit Ch. gryphoides L. aus dem Leithakalk bei Steinabrunn, die bei HörnEs gut beschrieben und schön abgebildet ist. Nur sind meine Exemplare noch größer. So ist z. B. die Oberklappe von Ilheu de Baixo 103 mm lang und 82 mm breit und dabei sehr diekschalig. Die Oberklappe von Serra de Dentro besitzt auf der Oberfläche eine Vertiefung, die vom Wirbel, dem Hinter- rande entlang, bis zum Unterrande zieht. Weil auch diese Klappe in allen anderen Merkmalen mit Ch. gryphoides identisch ist, dürfte es sich hier höchstens um eine Varietät derselben Art handeln. Sacco hat Ch. gryphoides von Steinabrunn mit Ch. garmella DE Grec. aus dem Helvetian bei Turin, Baldissero usw. ver- einigt, die letzte aber schlecht abgebildet (XXVII, Taf. XIII, Fig. 12—16) und dabei nicht beschrieben. Die Turiner Ch. garmella ist kleiner als die Wiener Ch. gryphoides. Außerdem liegen mir 5 Steinkerne aus dem weißen Kalk von Ilheu de Baixo vor, und alle haben längliche, komprimierte Gestalt, die MAvER für die Steinkerne aus demselben Kalk seiner Ohama macerophylla CHEmn. als charakteristisch angeführt hat. Diese Ch. macerophylla hat Sacco mit der Turiner Ch. garmella vereinigt. Oh. gryphoides lebt heute auf den Küsten des Mittelmeeres auf Felsen, Steinen und anderen Öonchylien aufsitzend und ist viel kleiner als die miocänen Formen. Fam. Lucinidae DESH. 51. Codokia leonina (BAST.). 1865. Hörnzs: Foss. Moll. usw., S. 221. Taf. 32, Fig. 1. 1864. MAYER: Madeira, S. 211. 1901. SAcco: I Moll terz. usw., XXIX, 8. 92, Tara area: 7 vorliegende Exemplare, die verschieden gut erhalten sind, stimmen mit den bei MAyER, HöRNES und SAcco angeführten RE Beschreibungen und Abbildungen überein. Die Radialstreifen in der Mitte der Schale sind bei diesen Exemplaren ebenso gut kenntlich, wie bei den Turiner Exemplaren, während die- selben bei den Wiener Formen fast unkenntlich sind. Wie die anderen Gattungen, wurde auch Lucina in ver- schiedene Untergattungen gespalten, wobei Z/. leonina den Namen Codokia bekam. L. leonina und L. tigerina wurden von HöRNnESs, MAYER und Sacco vereinigt, nur nahmen HörRNEsS und SAcco für die vereinigte Art den Namen leonina und Mayer nahm tigerina. Diese Art kommt ım Leithakalk bei Steinabrunn vor, weiter bei Lapugy in Siebenbürgen, bei Turin und Baldissero im Helvetian, im unteren und oberen italienischen Pliocän usw. MAvER führt diese Art an von Pico de Juliana und von Sao Vicente. Fundorte: Pico de Juliana (5 Exempl.), Serra de Dentro. 52. Myrtea? (Lucina) ef. strigillata (Reuss). 1870. Hörn»s: Foss. Moll. usw., II, S. 240, Taf. 33, Fig. 13. 1901. Sacco- I Moll. terz. usw., XXIX, S. 96. Ein vorliegendes Exemplar ist zweimal so groß wie die bei Hörnes aus dem Tegel bei Forchtenau beschriebene und abgebildete Zucina strigillata. Sonst stimmen sie, wie in der Form und Flachheit der Schale, so auch in der Ausbildung der feinen Radialrippen ganz gut überein. Mein Exemplar unter- scheidet sich wohl von der Wiener Form dadurch, daß hier an dem Wirbel keine konzentrischen, blattförmigen Leisten zu sehen sind, und daß die konzentrischen, niedrigen Absätze weniger häufig sind. Fundort: Pico de Juliana. 53. Jagonia reticulata? (Pou1). 1864. MAvEr: Madeira usw., S. 210. 1865. Hörnns: Foss. Moll. usw., S. 241, Taf. 33, Fig. 11. 1901. Sacco: I Moll. terz. usw., XXIX, S. 97, Taf. XX, Fig. 65—67. Ein größeres Fragment der Schale läßt sich nach der Form und Größe wie nach der Skulptur ganz gut identifizieren mit Lueina reticulata, die bei Hörnes und Sacco gut abgebildet ist. Trotzdem ist die Bestimmung dieses Exemplares wegen der mangelhaften Erhaltung unsicher. Diese Art ist im Leithakalk bei Steinabrunn, Porstendorf usw. häufig, findet sich bei Lapugy in Siebenbürgen; im piemontesischen Tertiär fängt sie im Helvetian bei Turin usw. 12 an und dauert in allen darauf auflagernden tertiären Schichten fort. Mayer erwähnt sie von Santa Maria. Heute lebt sie an den Küsten des Mittelmeeres und im Atlantischen Ozean, an den Küsten von Madeira usw. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Cardiidae Lam. 54. Cerastoderma edule var. umbonata (Woon). 1870. Hörnzs: Foss. Moll. usw., II, S. 185, Taf. 25, Fig. 2, 3. 1899. Sacco: IMoll. terz. usw., XXVII, S. 48, Taf. XI, Fig. 25, 26, 27, 28. 37 mm lang und 31 mm breit. Eine linke Klappe hat 26 Radialrippen, die in derselben Weise entwickelt und verziert sind, wie das bei dem rezenten Cardium edule aus dem Kanal, Mittelmeer usw. der Fall ist. Auch andere Merkmale sind vollständig übereinstimmend. Die bei Hörnes aus dem Wiener Becken von Gauderndorf und Grund abgebildete Form, wie auch die von WEINKAUFF aus dem Mittel- meer angeführte Form (Conchyl. d. Mittelmeeres, I, S. 144), hat Sacco mit seiner Varietät C. edule var. umbonata vereinigt. Im piemontesischen Pliocän häufig. Diese Art lebt vorzugsweise im Brakwasser der Aestuarien und im offenen Meer auf sandigem Grund und in geringer nei an den Küsten (WEINKAUFF a. a. O.). Es sei noch erwähnt, daß mein Exemplar viel mehr rezent als fossil aussieht. Fundort: Ilheu de Cima. 55. Discors pectinatus (LinN&). 1864. Mayer: Madeira usw., S. 205. MAYvER hat die bauchigen, schiefen Steinkerne aus dem weißen Kalk von Ilheu de Baixo als miocänen Vertreter des rezenten Discors pectinatus angeführt. Mir liegt aus demselben Kalk ein ebensolcher Steinkern vor, den ich nach Mayer als D. pectinatus angeben möchte. Fundort: Ilheu de Baixo. 56. Discors Hartungi? (MAYER). 1864. MAyvER: Madeira usw., S. 203, Taf. III, Fig. 16. Ein Steinkern aus dem weißen Kalk von Ilheu de Ba ist größer und viel weniger schief als derjenige der vorhergehenden Art. Nach der Form dieses Steinkernes hätten wir hier früher einen Vertreter des Discors discrepans, als einen des D. Hartungi. 1 Aber weil hier die Skulptur als Hauptmerkmal nicht erhalten ist, und weil MAvER unter 20 Steinkernen aus demselben Kalk keinen als D. discrepans erkennen konnte, sondern alle als D. Hartungi bezeichnet hat, folge ich hier seinem Beispiele. D. Hartungi ıst nach MAyER für die helvetischen Schichten der Azoren (S. Maria) und von Madeira (S. Vincente, Ilheu de Baixo) charakteristisch. D. discrepans kommt außerordentlich häufig im Helvetian bei Turin vor, findet sich auch im Leithakalk bei Steinabrunn und bei Lapugy in Siebenbürgen. Fundort: Ilheu de Baixo. Fam. Veneridae GRAY. 57. Callista madeirensis MAYER. 1864. MavErR: Madeira usw., S. 201, Taf. II, Fig. 14. Ein Steinkern zeigt ziemlich gut erhaltene Zähne, die ebenso ausgebildet sind wie bei Cytheraea erycina Lam. aus dem Wiener Becken!). Sonst stimmt mein Exemplar in der Größe und Form vollkommen mit C. madeirensis überein. Die letzte Art unter- scheidet sich von (. erycina nur dadurch, daß sie weniger un- gleichseitig ist und daß die konzentrische Skulptur hier anders ausgebildet ist. Diese Art kommt nach MAyEr im Miocän von S. Vicente und im weißen Kalk von Ilheu de Baixo vor. Die nahe ver- wandte Art C. erycina ıst im Wiener Becken selten, dagegen ım Helvetian bei Turin sehr häufig. Fundort: Ilheu de Baixo. 58. Omphaloclathrum miocenicum (MicHT.) 1900. Sacco: I Moll. terz. usw., XXVIII, S. 26, Taf. VII, Fig. 1—5. Ein Steinkern zeigt dieselbe Form und Größe wie O. mio- cenicum aus dem Helvetian bei Turin. Auf diesem Steinkerne ist ein Teil der Schale erhalten, deren Skulptur vollkommen in derselben Weise entwickelt ist wie bei ©. miocenicum. Des- wegen hoffe ich die Art hier nicht falsch bestimmt zu haben. Fundort: Pico de Juliana. 59. Omphaloclathrum Aglaurae (BRONGN.). 1870. HÖRNES: Foss. Moll. usw., Il, S.122, Taf. 14, Fig. 1—4. Eine unvollkommene und doch sehr gut erhaltene rechte Klappe stimmt in allen Merkmalen vollkommen mit ©. Aglaurae !) HörneEs: Foss. Moll. usw., II, S. 154, Taf. 19, Fig. 1. 74 aus dem Leithakalk überein. Daß das vorliegende Exemplar ziemlich viel kleiner ist als Wiener OÖ. Aglaurae hat nichts zu bedeuten, zumal da ebenso kleine Formen von derselben Art in Siebenbürgen bei Lapugy vorkommen. Die vorhergehende Art aus den Turiner Schichten hat Hörnes als jugendliche Form von ©. Aglaurae angeführt. Sacco meint dagegen, daß er die Wiener Form vom echten O. Aglaurae abtrennen muß und mit Turiner O. miocenicum vereinigen soll. Dabei führt er aus dem Helvetian bei Turin beide Arten an und bildet sie ab!). Nach den Abbildungen bei Hörnsks und SAacco stimmen Turiner ©. Aglaurae und Wiener Venus Aglaurae in der Skulptur vollkommen überein, die aber bei der vorhergehenden Art anders ausgebildet ist, nämlich während bei ©. Aglaurae die kon- zentrischen Streifen als starke Reifen entwickelt, die ziemlich dicht mit Körnern besät sind, sind dieselben bei ©. miocenicum als dünne Lamellen ausgebildet. Fundort: Pico de Juliana. 60. Omphaloclathrum cf. Aglaurae (BRoxGn.). 1870. Hörnzs: Foss. Moll. usw., II, S. 122. Gegen 20 Scherben von einem dickschaligen Muschel, die ganz scharfkantig sind. Ein Wirbelfragment trägt gut erhaltene Zähne, die vollkommen gleich ausgebildet sind wie bei 0. Aglaurae. Auch die Form der Schale und die konzentrische Skulptur der Oberfläche stimmen ziemlich gut überein mit denjenigen bei der hier genannten Art. Nur die konzentrischen Reifen bei den vorliegenden Fragmenten sind nicht so stark radial durch- gefurcht, wie das der Fall bei ©. Aglaurae ist. Diese Form war mindestens ebenso groß wie die Wiener O. Aglaurae und ist mit dem letzten sicher sehr nahe verwandt, wenn vielleicht auch nicht ganz identisch. Um diese Form sicher zu bestimmen, bedarf es besser erhaltener Exemplare. Fundort: Serra de Dentro. 61. Ventricola multilamella var. taurominor SACCo. 1900. Sacco: I Moll. terz. usw., XXVIIL, S. 32, Taf. VIII, Fig. 13—15. Drei vorhandene Exemplare zeigen alle Merkmale von Ventricola multilamella (Lx.). In der Form und Größe der Schale wie in der Entwicklung der Skulptur lassen sich meine Exem- plare vollständig mit V. multilamella var. taurominor aus dem Helvetian bei Turin, Baldissero usw. identifizieren. Fundort: Serra de Dentro. ) Sacco: I Moll. terz. usw., XXVIII, S.26, 27, Taf. VIL, Fig. 17. 62. Ventricola multilamella var. taurorotunda SACCo. 1900. Sacco: 1 Moll. terz. usw., XXVI, 8. 32, Taf. VIII, Fig. 16. Wieder 3 Exemplare aus dem Tuff, die größer sind als die vorhergehende Art und dabei mehr abgerundet. Alle anderen Merkmale sind gleich. Diese abgerundete Form kommt im Helvetian bei Turin vor und wurde von Sacco V. multilamella var. Zaurorotunda genannt. Fundort: Ilheu de Baixo(?) 63. Veniricola nov. spec., Taf. III, Fig. 1a, b. Eine .unvollkommen erhaltene rechte Klappe zeigt eine kleine Form. Die Zähne und die Skulptur sind hier ähnlich, aber nicht gleich ausgebildet wie bei V. alternans (Box.) aus dem obersten Miocän und unteren Pliocän im Piemont bei Asti!). Die konzentrischen Streifen bei dem vorliegenden Exemplar sind viel feiner. Die Lunula ist hier sehr groß und durch eine tiefe Furche von dem übrigen Teil der Schale getrennt. Der Rand der Lunula läuft von dem Wirbel aus nach vorn fast schnurgerade und ist von innen fein krenuliert (Taf. Ill, Fig.1a,b). Außerdem ist die Oberfläche der Lunula stark gestreift parallel dem Rande. Die Lunular-Streifen schneiden sich mit den kon- zentrischen Streifen der Schale an der Begrenzungsfurche unter einem Winkel. Durch die starke Ausbildung der Lunula ist die ganze Schale nach vorn gezogen. Diese Form kann ich mit keiner mir bekannten Art ver- einigen, weswegen ich glaube, daß es sich hier um eine neue Art handelt. Fundort: Ilheu de Baixo. 64. Ventricola Bronni MAYER. 1860. BRoNnN in HArRTUNG: Die Azoren usw., S. 122, Taf. 19, Fig. 8. 1864. MAYER: Madeira usw., S. 198. 1870. HÖöRNES: Foss. Moll. usw., II, S. 126, Taf. XIV, Fig. 5—9. Die kleine, abgerundete, stark gewölbte Art mit eigen- tümlicher konzentrischer Skulptur ist sicher wiederzuerkennen bei 2 vorliegenden Exemplaren. Dieselbe Art haben früher Bronn von Santa Maria und HörneEs aus dem Wiener Becken bei Forchtenau als V. praecursor beschrieben. MAYER führt diese Art von S. Maria und Pico de Juliana an. 1) Sacco: I Moll. terz. usw., XXVII, 8. 33, Taf. VII, Fig. 26-31. ame A Dieser Art sehr nahe verwandt ist V. libellus aus dem Helvetian bei Turin, wo sie häufig ist und dabei seltener in darauf auflagernden neogenen Schichten !). Fundort: Serra de Dentro (2 Exempl.). 65. Chamelaea gallina var. dertolaevissima SACCo. 1900. Sacco: I Moll. terz. usw., XXVIII, S. 37, Taf. IX, Fig. 27. Drei Exemplare haben die für Ch. gallina charakteristische Form der Schale und dieselbe Abwesenheit der Skulptur auf der Oberfläche wie Ch. gallina var. dertolaevissima aus dem Tortonian bei Stazzano.. Nur sind meine Exemplare etwas größer. Fundort: Serra de Dentro. 66. Chamelaea gallinavar. Janenschinov.var., Taf.lII, Fig.2a,b. Eine linke Klappe ist ziemlich zerdrückt, zeigt vollkommen dieselbe Größe und dieselbe Form der Schale, wie Ch. gallina var. laminosa aus dem Pliocän bei Asti und Villalvernia im Piemont?). Nur die Skulptur ist verschieden. Während bei Ch. gallina var. laminosa sehr feine zahlreiche konzentrische Streifen zu sehen sind, sind hier breite konzentrische Rippen entwickelt, gegen 14 an der Zahl, die seinerseits wieder fein längs gestreift sind. Diese feinen Streifen an den Rippen sind bei meinem Exemplar nur am Hinterteil der Schale erhalten (Fig. 2b). Wegen dieser Skulptur trenne ich die vorliegende Form von Ch. gallina var. laminosa ab, mit der sie sonst sehr nahe verwandt ist. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Tellinidae Lam. 67. Gastrana Mayeri noy. spee., Tai II, Mor, ap Nur eine linke Klappe liest mir vor, die aber sehr gut erhalten ist. Die Schale ist quer oval, nach vorn erweitert und abgerundet und nach hinten und unten eierförmig ver- schmälert. Unsymmetrisch, 48 mm lang und 42 mm hoch. Das Schloß zeigt 2 Cardinalzähne, von denen der vordere sehr kräftig, fast vierseitig ausgebildet ist, während der hintere zart, leistenförmig entwickelt ist. Zwischen dem ersten Zahn und Vorderrand der Schale ist eine fast dreieckige Zahngrube für I) Sacco: I Moll. terz. usw., XXVII, S. 34—55. 2) Sacco: I Moll. terz. usw., XXVIII, S. 38, Tat. IX, Rıg. 33. Tu den starken Vorderzahn der Gegenklappe vorhanden, während zwischen dem zweiten und ersten Zahn eine kleinere Zahngrube für den ziemlich schwächeren zweiten Zahn der Gegenklappe ausgebildet ist. Das Ligament war äußerlich und sehr kräftig. Der Ligamentträger ist teilweise abgebrochen. Die Muskel- eindrücke sind fast gleich; der hintere ist rundlich, und der vordere etwas in die Länge ausgezogen. Die Mantellinie zeigt eine tiefe, breit zungenartige Bucht. Die Oberfläche der Schale ist etwas unregelmäßig gewölbt, mit eng stehenden konzentrischen Anwachsstreifen, die von feinen, unzähligen Radialstreifen durchschnitten sind, wodurch eine feine Gitterskulptur entsteht, die nicht ganz deutlich her- vortritt, weil die Schale etwas abgerieben ist. Am Hinterrande entlang ziehen sich vom Wirbel aus nach unten zwei ziemlich tiefe und ziemlich enge Depressionen, die von zwei scharfen Kielen begleitet werden. In diesen Vertiefungen kommen nur die Anwachsstreifen zum Vorschein. Am Ende der längeren Depression, zwischen beiden Kielen, ist die Schale abgestutzt und ausgebuchtet zum Ausgang des starken Siphos. Der ab- gerundete Vorderrand geht allmählich in den unteren Rand über, welcher weiter nach hinten fast geradeaus läuft. Der Unterrand fortgesetzt würde mit dem fortgesetzten Vorderrand einen stumpfen Winkel bilden, mit dem fortgesetzten Hinter- rand dagegen einen spitzen Winkel. Diese Form ist nahe verwandt mit Gastrana fragilis aus dem Pliocän bei Asti!), unterscheidet sich von der italienischen Form dadurch, daß die Schale bei meinem Exemplar viel un- symmetrischer ist, daß bei @. fragilis die zwei oben angeführten Depressionen fehlen, und daß @. fragilis hinten nicht abgestutzt ist. Außerdem ist bei meinem Exemplar die Schale kräftiger. Deswegen trenne ich die vorliegende Form von @. fragilis ab. G. fragilis kommt auch im Miocän bei Pont-le-Voy vor. Fundort: Selvagem. Fam. Mactridae DEsH. 68. Psammophila oblonga CHEMNITZ. 1860. Hörnes: Foss. Moll. usw., II, S. 58—59, Taf. 5, Fig. 6—7. 1867. WEINKAUFF: Conchyl. d. Mittelmeeres, I, S. 40, 41. 1901. Saeco: I Moll. terz. usw., XXIX, S.30, Taf. VIII, Fig. 6—7, Taf. IX, Fig. 1—2. Ein Steinkern aus dem Kalktuff von Ilheu de Baixo zeigt dieselbe Größe und Form der Schale, wie dieselbe Ausbildung D) Sacco: I Moll. terz. XXIX, S. 116-117, Taf. XXV, Fig. 9—16. RN des Schlosses, der Muskeleindrücke und der Mantellinie, wie Lutraria oblonga aus den Grundschichten bei Wien. Diese Art ist im Miocän selten, häufiger im Pliocän (bei Asti usw.) und lebt noch heute im Mittelmeer und im Atlantischen Ozean im Sand an den Küsten, wo sich große Flüsse ins Meer ergießen. Fam. Gastrochaenidae (GRAY. 69. Gastrochaena Cuvieri MAYER. 1864. Mayer: Madeira usw., S. 194, Taf. I, Fig. 7. Es liegen mir einige eiförmige Klumpen von Ihleu de Baixo und Serra de Dentro vor, die ich zerschlagen habe und in denen ich Gastrochaena Cuvieri gefunden habe, welche von MAYER zuerst aus dem weißen Kalk von Ilheu de Baixo beschrieben und abgebildet wurde. Diese Klumpen scheinen mir in der Weise entstanden zu sein, daß die durch Gastroch. Cuvieri er- bohrten Löcher nachträglich vom Kalk erfüllt wurden, wodurch die darin liegenden Schalen nach dem Absterben des Tieres zusammengekittet wurden. Gastropoda. Fam. Tecturidae GRAY. 70. Tectura ef. taurinensis SAcco. 1897. Sacco: I Moll terz. usw., XXI, S. 20, Taf. Il, Fig. 53. Ein ziemlich abgeriebenes Exemplar steht in der Größe und Form der Schale, wie in der Ausbildung des Wirbels am nächsten der Teetura taurinensis aus dem Helvetian bei Turin. Ob es sich hier wirklich um dieselbe Art handelt, kann ich bei mangelnder Erhaltung meines Exemplares und besonders wegen zu kurzer Beschreibung und schlechter Abbildung bei SAcco nicht entscheiden. Fundort: Pico de Juliana. Fam. Trochidae An. “1. Oxystele Böhmi noy. spec., Tat. II, Riesa ap: Hoch 26—43 mm, breit 27-40 mm. Vier Exemplare sind verschieden gut erhalten. Von den fossilen Arten steht diese Form am nächsten der Oxystele patula aus dem Miocän. Sie unterscheidet sich aber von der letzten dadurch, daß die vorliegende Form nicht so tiefe Nähte hat; daß die Spiralreifen hier regelmäßig viel breiter sind als die dazwischenliegenden Furchen; daß die Basis nicht eben oder 19 ausgehöhlt ist, sondern mehr konvex, und daß die innere Lippe an der Columella einen stärkeren Vorsprung zeigt, als das bei O. patula der Fall ist. Der Nabel ist vollkommen bedeckt. Die Zahl der Umgänge ist dieselbe wie bei O. patula. Die ' Spiralreifen werden von feinen, schiefstehenden Zuwachslinien durchsetzt wie bei 0. patula. An den Küsten von Madeira lebt jetzt ©. sauciata Koch, deren Ausbildung des Mundes und der Spiralreifen in derselben Weise geschehen ist wie bei meinen Exemplaren!). Trotzdem unterscheiden sich diese zwei Formen so sehr voneinander, daß ich sie als zwei getrennte Arten betrachten muß. Fundort: Selvagem. 72. Gibbula Schmitzi nov. spec., Taf. III, Fig.5.a, b. Hoch 27 mm, breit 27 mm. Ein gut erhaltenes Exemplar ließe sich gut identifizieren mit Gibbula magus, die noch heute an den Küsten von Madeira usw. lebt, in der Form der Schale und der Windungen, wie in der Ausbildung des Mundes und des Nabels?). Der untere Randreif ist bei dem vorliegenden Exemplar ebenso verdickt wie bei O. magus. Der obere, sehr verdickte Spiralreif, der bei OÖ. magus an allen Umgängen vorhanden ist und stark mit den Knoten besät ist, fehlt hier vollkommen. Der Nabel ist stark ausgebildet. Die Basis ist fast ganz flach und bildet mit der Oberfläche des letzten Umganges einen Winkel von etwas unter 90° Die Spiralstreifen sind hier viel schmäler und feiner ausgebildet als bei der vorhergehenden Art und von feinen, schief- stehenden Zuwachslinien durchsetzt, ähnlich wie bei O. albida. Trotz der großen Ähnlichkeit meines Exemplars mit @. magus und @. albida unterscheidet es sich von denselben hauptsächlich durch das Fehlen des oberen, verdickten Randreifes. Es kommen noch dazu kleinere andere Unterschiede, weswegen ich das vorliegende Exemplar als selbständige Art von den verwandten, oben angeführten, abtrennen muß. Fundort: Selvagem. | 75. Gibbula spec. Zwei Fragmente der Schale zeigen dieselbe Form und ebenso dieselbe Ausbildung der Basis und des Nabels, wie @G. Schmitzi. Die abgeriebene Oberfläche der Schale hat ähnliche Skulptur. Der verdickte untere Randreif ist hier nicht zu sehen. Ob wir ı) Trvon: Manuel of Conchology, Vol. XI, S. 113. ?) Tryon: Man. of Conchology, Vol. XI, Abbildung von @. magus. s0 hier eine der @. Schmitzi nur nahe verwandte oder ganz identische Art haben, kann ich wegen der mangelhaften Frrhaltung nicht entscheiden. Fundort: Selvagem. Fam. Janthinidae. 74. Janthina Hartungi MAYER. 1864. MAYER: Madeira usw., S. 242, Taf. VI, Fig. 44. Ein nicht vollkommen erhaltenes Exemplar zeigt alle für Janthina Hartungi angeführten Merkmale so, daß es sich hier zweifellos um dieselbe Art handelt. Diese Art hat zuerst Broxn von Santa Maria als Hartungia typica beschrieben und abgebildet (Harrung-Bronn: Azoren 1860, S. 119, Taf. 19, Fig. 5). Später hat Mayer dieselbe Art von S. Maria und von Sao Vicente auf Madeira beschrieben, mit Janthina vereinigt und Janthina-Hartungi genannt. Fundort: Selvagem. Fam. Neritopsidae FISCHER. 75. Neritopsis radula L. 1856. HÖRNES: Foss. Moll. usw., I, 3. 528, Taf. 47, Fig. 8. 1864. Maver: Madeira usw., S. 243, Drei verschieden gut erhaltene Exemplare zeigen dieselbe Form und Größe der Schale, wie N. radula aus dem Wiener Becken und von Lapugy. Auch hier sind 17 perlschnurartige Spiralreifen am letzten Umgange zu sehen, zwischen denen sich kurze, blattartige, querstehende Streifen befinden. Die rezenten Formen von N. radula, die ich in der zoologischen Sammlung des Museums für Naturkunde zu Berlin gesehen habe, sind nicht unbeträchtlich größer und haben am letzten Umgange 21—23 der obigen Spiralreifen. MAYER hat zuerst diese Form von Pico- de Juliana be- schrieben. Im Wiener Becken bei Forchtenau ist sie sehr selten, bei Lapugy in Siebenbürgen dagegen sehr häufig. Bei Pico de Juliana scheint sie häufig zu sein. Heute lebt sie an den Küsten von Ceylon. Fundort: Pico de Juliana. 76. Neritopsis radula var. moledonensis nov. var., Par. II Rio.sa,n. Drei vorliegende Exemplare stimmen in den Hauptmerk- malen mit der vorhergehenden Art vollkommen überein. Die 81 Spiralreifen am letzten Umgange sind auch hier 17 an der Zahl und ebenso perlschnurartig ausgebildet wie bei N. radula. Die blattartigen, querstehenden Streifen sind hier viel dünner, mehr lamellenartig ausgebildet und stark gefältelt. Auf jeden Knoten kommen hier fast regelmäßig je zwei, sehr selten je drei solche gefältelte Lamellchen. Bei N. radula kommen auf jeden Knoten je 3—4, manchmal je 5 nicht gefältelte, querstehende Streifen. Außerdem befinden sich am letzten Drittel des letzten Umganges 4—5 ziemlich gleich abstehende Anwachslamellen, die dem äußeren Mundrand parallel laufen und über die Knotenreihen hinausragen. Diese Anwachslamellen stellen wahrscheinlich den ehemaligen Mundrand vor. Wegen dieser Unterschiede trenne ich die vorliegende Form von N. radula als eine selbst- ständige Varietät ab. Fundort: Ribeiro do Moledo. Fam. Neritidae Lam. 77. Nerita Martiniana MATH. 1856. HÖRNES: Foss. Moll., I, S. 533, Taf. 47, Fig. 9 (juv.). 1896. Sacco: I Moll. terz., XX, 8.48, Taf. 5, Fig. 41. 1898. J. Bönm: Miocän von Selvagem. Diese Zeitschr. Bd. 50, S. 34, Bieslla, b,: e. Hoch 8—16 mm, breit 12—24 mm. Über 30 Exemplare liegen mir vor, darunter einige jugend- liche Individuen. Alle Hauptmerkmale hat Herr J. Böhm bei der ausführlichen Beschreibung dieser Art von Selvagem her- vorgehoben. Es muß erwähnt werden, daß meine Form sehr veränderlich ist. So habe ich z. B. 16 bis 23 Spiralfurchen gezählt auf dem letzten Umgang. Die Zahl der Zwischenzähne im Innern der Außenlippe schwankt hier zwischen 6 und 9. Dieselbe Variabilität zeigt diese Art im Helvetian bei Turin, wo sie massenhaft vorkommt. Neben erwachsenen sind auch 8 jugendliche Individuen von dieser Art vorhanden aus derselben Lokalität, die sehr lehr- reich sind. Die Form und die Skulptur der Schale ist hier wie bei den erwachsenen; die Bezahnung der Lippen ist aber verschieden. Was die Bezahnung der Außenlippe bei jugend- lichen Formen anbetrifft, findet man hier z. B. einige Exemplare, die fast zahnlos sind, die anderen aber haben nur die Anfänge von den größten dornförmigen Endzähnen und keine Zwischen- zähne; die anderen zeigen auch noch die Anfänge von den Zwischenzähnen. Hier sind also alle Stadien von fast zahnloser bsi zur vollständig bezahnten Außenlippe zu beobachten; des- Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 6 82 wegen, meine ich, hat Sacco mit Recht Nerita Proteus Bon. aus dem Miocän von Lapugy als die Jugendform von N. Martiniana erklärt, zumal meine jugendlichen Exemplare vollkommen über- einstimmen mit der bei Hörnes abgebildeten N. Proteus. Fundort: Selvagem. 78. Nerita selvagensis J. BÖHM. 1898. J. Böum: Miocän von Selvagem. Diese Zeitschr. Bd. 50, 1898, 3530, Rien2lasabure: (segen 30 Exemplare unterscheiden sich von der vorher- gehenden Art hauptsächlich dadurch, daß hier das Gewinde gut entwickelt ist, daß die Innenlippe etwas anders ausgebildet ist und daß die Außenlippe auf der Innenseite oben nur einen dornförmigen Zahn hat, während N. Martiniana regelmäßig deren zwei hat. Die Zwischenzähne der Außenlippe sind hier 9—15 an der Zahl. Sonst hat Herr J. Bönm diese Art genau be- schrieben und abgebildet. Vier Exemplare unterscheiden sich von den anderen dadurch, daß sie kleiner sind, und daß die Außenlippe innerlich viel schwächer bezahnt bis fast zahnlos ist. Ich bin überzeugt, daß es sich hier lediglich um jugendliche Individuen von N. Selva- gensis handelt. Fundort: Selvagem. Fam. Littorinidae GRAY. 79. Littorina neritoides LINNE. 1867. WEINKAUFF: Conch. d. Mittelmeeres, II, S. 273. Es liegt kein Zweifel vor, daß die 12 vorliegenden Exem- plare fossile Vertreter dieser heute allgemein an den Küsten des Mittelmeeres wie an den Küsten von Madeira, Canaren usw. sehr verbreiteten Art sind. Im paläontologischen Institut der Berliner Universität befinden sich mehrere Exemplare aus dem Mittelmeer von Littöorina Basteroti Payr. mit der Bezeichnung, daß sie überall gemein ist, die aber in allen Merkmalen mit meinen Exemplaren übereinstimmt. Das ist kein Wunder, wenn man weiß, daß ZL. neritoides L. und 2. Basteroti PAyR zwei Synonyme für eine und dieselbe Art sind. Fundort: Selvagem. 80. Tectarius nodulosus? GM. Nur ein ziemlich abgeriebenes Exemplar zeigt vollkommen dieselbe Form der Schale, dieselbe Ausbildung des Mundes 85 und dieselbe Skulptur wenigstens des letzten Umganges, wie das bei Tectarius nodulosus Gm. aus dem Indischen Ozean ist, Die anderen Umgänge sind stark abgerieben, daß man nicht sehen kann, was für eine Skulptur sie hatten. Die indischen Exemplare, die ich in der zoologischen Sammlung des Museums für Naturkunde zu Berlin gesehen und mit dem vorliegenden Exemplar verglichen habe, sind größer. Um die Art genau bestimmen zu können, muß man besser erhaltene Exemplare haben. Fundort: Selvagem. Fam. Hipponycidae FiıscnH. 81. Amalthea sulcata var. plioparva SAacco. 896. Breeo: E.-Moll. terz., XX, 8.45, Taf. V, Fig, 27. Ein sehr schön erhaltenes Exemplar stimmt in allen Merk- malen vollkommen überein mit A. sulcata var. plioparva aus dem unteren Pliocän von Bussana aus Ligurien, wo diese Art sehr häufig ist. Im den Schichten von Pico de Juliana scheint sie selten zu sein. Fundort: Pico de Juliana. Fam. Turritellidae Gray. 82. Turritella Bellardii May. E99 SRceo: I Moll. terz., XIX, S. 7, Taf; I, Fig. 20. Vier Exemplare sind schlank und stark zugespitzt; haben dieselbe Form der Schale und dieselbe Skulptur wie Turritella Bellardii aus dem Helvetian bei Turin. Wenn auch kein Mund erhalten ist, so spricht die Form und die Skulptur zur Genüge dafür, daß es hier um 7. Bellardiü handelt. Fundort: Serra de Dentro. 83. Haustator tricinctus (BoRS.) 1856. HÖRnES: Foss. Moll., I, S. 421, Taf. 43, Fig. 2. 1895. SAcco: I: Moll. terz., XIX, S. 25, Taf. II, Fig. 28. Fünf verschieden gut erhaltene Exemplare lassen sich an- gesichts der Form der Schale und der Ausbildung der drei Reifen auf jedem Umgang, wie angesichts der Mundausbildung mit Turritella Riepeli aus dem Leithakalk bei Steinabrunn voll- kommen identifizieren. Nicht nur im Wiener Becken, sondern auch bei Lapugy in Siebenbürgen ist J. Riepeli häufig. SAcco hat dieselbe Art aus dem Tortonian bei Tortonese und aus dem 6* 84 Astian bei Asti beschrieben und abgebildet unter dem Namen Hausiator trieinetus. Ich führe die vorliegende Form unter dem letzten Namen an, weil er dieser Art zuerst von Borsoxn gegeben wurde. Fundorte: Ilheu de Baixo? (4 Exemplare) und Serra de Dentro. Fam. Cerithiidae MENKE. 84. Cerithium vulgatum var. miospinosa SAC00. 1856. Hörnes: Foss. Moll., I, S. 386, Taf. 41, Fig. 1, 2, 3, 4. 1895. Sacco: I Moll. terz., XVII, S. 9. Ein ziemlich gut erhaltenes Exemplar zeigt dieselbe Größe und Form der Schale, wie auch dieselbe Ausbildung der Um- gänge und deren Skulptur, wie das Hörnes für Cerith. vulgatum Bruc. var. von Steinabrunn angeführt und abgebildet hat. Sacco hat die Wiener Varietät miospinosa genannt und im Tortonian bei Starzano, wie im Pliocän bei Asti wiedergefunden. Diese Art kommt in Siebenbürgen bei Lapugy vor. Nicht viel verändert lebt diese Art noch heute meistenteils an den Küsten des Mittelmeeres wie von Madeira, Canaren usw. Fundort: Ilheu de Baixo? 85. Cerithium rugosum Woon. In der zoologischen Sammlung des Museums für Naturkunde zu Berlin habe ich Cerith. rugosum aus dem Stillen Ozean bei den Philippinen und Polynesien vorkommend gesehen und mit demselben mein tadellos erhaltenes Exemplar verglichen. Dabei zeigte sich, daß mein Exemplar dieselbe Form der Schale, dieselbe Skulptur und dieselbe Ausbildung des Mundes und des Kanals hat, wie die polynesische Art, daß für mich kein Zweifel vorliegt, daß wir hier eine und dieselbe Art haben. Fundort: Selvagem. Fam. Cypraeidae Gray. 86. Zonmaria pyrum (GMELIN.) 1856. Hörnzs: Foss. Moll., I, S. 66, Taf. 8, Fig. 5. 1864. MAYER: Madeira, S. 263. 1894. Sacco: I Moll. terz., XV, S. 25. Ein Steinkern aus dem weißen Kalk von Ilheu de Baixo zeigt für Cypraea pyrum GM. von Steinabrunn aus dem Wiener 85 Becken charakteristische birnförmige Form der Schale und dieselbe Ausbildung der Mündung. Diese Art hat Sacco mit Zonaria porcellus Br. aus dem Pliocän bei Asti vereinigt. Sie lebt noch heute im Mittelmeer und wurde von Ilheu de Baixo zuerst von MAYER-EyMAR angeführt. 87. Zonaria sanguinolenta (GMELIN.) 1856. Hörnzs: Foss. Moll., I, S. 70, Taf. 8, Fig. I—12. 1864. MAyvnr: Madeira, S. 264. Zwei nicht vollkommen erhaltene Exemplare lassen sich in der Größe und Wölbung der Schale wie in der Ausbildung der Mündung ganz gut identifizieren mit Cypraea sanguinolenta von Steinabrunn usw. aus dem Wiener Becken. Im paläonto- logischen Institut der Berliner Universität befindet sich €. sanguinolenta von Steinabrunn und von Lapugy, die mit meinen Exemplaren vollkommen gleich ist. MAYER-EyMaAr führt diese Art von Pico de Juliana an. Fundort: Ribeiro do Moledo. 88. Mandolina gibbosa var. mucronatoides SACCO. Sy sReco: T Moll. terz.,. XV, 8.9, Taf. 1, Eig. 11. Lang 40 mm, breit 17 mm, dick 14 mm. Das sich diese typische italienische Form aus dem Helvetian bei Turin in miocänen Schichten auf Porto Santo wieder findet, ist sehr interessant. Die drei vorliegenden Exemplare sind nur etwas länger und nach unten weniger verschmälert, als das bei Saccos Abbildung der Turiner Varietät der Fall ist. Sonst stimmen andere Merkmale vollkommen überein. Fundort: Pico de Juliana. Fam. Cassididae An. 89. Oniscidia cylhara var. postapenninica Sacco. 1856. Hörnxzs: Foss. Moll., I, S. 171. 1879. R. HÖrRNES: Gastropoden d. I. u. II. Medit. Stufe, S. 154. SW SXeeo2 1 Moll. terz., VII, S. 78, Taf. II, Fig. 37. Zwei Exemplare haben alle Hauptmerkmale von ©. cythara und ganz dieselbe Skulptur wie O. cythara var. postapenninica aus dem Helvetian bei Turin. Der linke Mundrand ist bei meinen Exemplaren gekörnt, was nach M. Hörnes das. jugend- liche Alter dieser Art auszeichnet. Die große Veränderlichkeit 86 der O. cythara hat besonders R. HÖrRNES hervorgehoben, wodurch Sacco veranlaßt wurde, bei. dieser Art mehrere Varietäten auf- zustellen. Ö. cythara ist selten im Oligocän (bei Cassinelle), dagegen ziemlich häufig im Miocän bei Grund, Gainfahren, Steinabrunn im Wiener Becken, bei Lapugy in Siebenbürgen, im Helvetian bei Turin usw. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Tritonidae An. 90. Persona tortuosa (BoRs.). 1872. BELLARDI: I Moll. terz., I, S. 231, Taf. XV, Fig. 4. 1879. R. HörnES: Gastrop. d. I. u. II. Med.-Stufe, S. 183, Taf. XXII, Fig. 11—183. - Zwei verschieden große und vollkommen gleich ausgebildete Exemplare lassen sich nach allen Merkmalen mit Triton (Persona) tortuosum von Lapugy in Siebenbürgen und von Kostej in Banat identifizieren. Persona tortuosa aus dem Helvetian bei Turin ist nach R. Hörnes identisch mit T7. tortuosum von Lapugy, nur die Skulptur der Turiner Form soll bei der Abbildung BerLAarvıs vom Zeichner etwas grob zum Ausdruck gebracht worden sein. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Buccininidae Latz. 91. Pseudoliva Orbingnyana MAYER. 1864. Mayer: Madeira, S. 255, Taf. VII, Fig. 55. Drei vorliegende Exemplare zeigen dieselbe Form und Größe der Schale, dasselbe kurze spiralgestreifte Gewinde und dieselbe Ausbildung des Mundes wie Pseudoliva Orbingnyana aus dem Miocän von Pico de Juliana. Bei meinen Exemplaren sind auf der Spindel drei ziemlich starke Zähne ausgebildet und deren 15 recht schmale, leistenförmige im Innern der rechten Mund- lippe. Daß MAyER dieser Zähne nicht Erwähnung getan hat, mag daher gekommen sein, daß sie ziemlich tief liegen und nicht immer deutlich zu sehen sind. Fundorte: Serra de Dentro, Pico de Juliana, Ribeiro do Moledo. | Fam. Purpuridae GRAY. 92. Purpura Sismondae MicHT. 1882. BELLARDI: I Moll. terz., III, S. 181, Taf. XT, Fig. 15. Bl. Ein ziemlich abgeriebenes Exemplar zeigt sehr niedriges Gewinde und alle anderen Merkmale von P. Sismondae aus dem Tortonian (Colli tortonesi). Die oberste Knotenreihe ist stark abgerieben, deswegen nicht deutlich zu sehen. Bei dem vor- liegenden Exemplar ist die rechte Mundlippe im Innern mit 5 Zähnen versehen, die bei BELLARDI für P. Sismondae weder erwähnt noch abgebildet worden sind. Trotzdem glaube ich, weil alle anderen Merkmale übereinstimmen, daß ich ?. Sis- mondae vor mir habe. Sie kommt auch im unteren Pliocän (Vezza presso Aba) vor. Fundort: Selvagem. 95. Purpura rarisulcata BELL. 1882. BELLARDI: I Moll. terz., III, S. 180, Taf. XI, Fig. 13. Beim einzigen, wieder stark abgeriebenen Exemplar sind am kurzen Gewinde keine Nähte zu sehen, was offenbar mit dem Erhaltungszustand zusammenhängt. Sonst stimmen alle anderen Merkmale so vollkommen mit P. rarisulcata überein, daß ich nicht zweifeln kann, daß es sich hier um eine und dieselbe Art handelt. P. rarisulcata kommt im Tortonian (Colli tortonesi, Staz- zano) vor. Fundort: Pico de Juliana. Fam. Muricidae TRYon. 94. Murex Borni? HÖöRNESs. 1856. HÖRNES: Foss. Moll., I, S. 253, Taf. 25, Fig. 18. Ein Exemplar hat nur zwei letzte Umgänge erhalten. Der Mund ist abgebrochen. Die Skulptur der erhaltenen Umgänge ist dieselbe wie bei M. Borni aus dem Wiener Becken. Die drei dieken, abgerundeten Varices an jedem Umgang sind hier in derselben Weise ausgebildet wie beim Wiener Exemplar, wodurch die Schale dreieckig aussieht. Bis sich besser erhaltene Exemplare finden, möchte ich vorsichtshalber diese Bestimmung der Art als zweifelhaft betrachten. M. Borni kommt bei Gainfahren, bei Lapugy usw. vor. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Fusidae Tryon. 95. Fasciolaria spec. Ein stark abgeriebenes, schlecht erhaltenes Exemplar gehört zweifellos der Gattung Fasciolaria an. Die Skulptur scheint 88 dieselbe zu sein wie bei FPleuroploca (Fasciolaria) tarbelliana GrAT. aus dem Helvetian bei Turin und aus dem Tortonian bei Stazzano usw.!). Nur ist das vorliegende Exemplar viermal kleiner. Fundort: Selvagem. Fam. Volutidae GRAY. 96. Lyria magorum (BROCCH.). 1890. BerLarvı-Sacco: I Moll. terz., VI, 8. 7, Taf. I, Fig. 3, 4. Ein Exemplar stimmt in der Form der Umgänge wie in der Ausbildung der Skulptur mit Z. magorum aus dem Helvetian bei Turin vollkommen überein. Nur ist das vorliegende Exemplar ziemlich kleiner. Fundort: Serra de Dentro. 97. Lyria magorum var. Ein sehr interessantes Exemplar zeigt dieselbe Form der Schale und dieselbe Ausbildung der Umgänge wie /. taurina aus dem Helvetian bei Turin?). Übrigens in der Form der Schale und der Umgänge ist kein großer Unterschied zwischen L. magorum und L. taurina. Die Skulptur ist aber bei ihnen verschieden. Bei Z/. magorum sind die flachen Querrippen an allen Umgängen entwickelt, während bei /. taurina dieselben nur an Anfangsumgängen ausgebildet sind. Bei dem vorliegenden Exemplar, ausgenommen der letzte Umgang, sind alle anderen Umgänge in derselben Weise berippt wie bei /. magorum. Der letzte Umgang ist hier nur im ersten Drittel berippt, und der übrige Teil ist frei von Querrippen. Deswegen scheint mir dieses Exemplar sehr geeignet, eine Übergangsform zwischen L. magorum und L. taurina zu sein. Fundort: Serra de Dentro. Fam. Olividae d’ORB. 98. Lamprodoma clavula var. subvittata SACCO. 1882. BELLARDI: I Moll. terz., III, S. 214. 1904. Sacco: I Moll. terz., XXX, 8. 78, Taf. XVII, Fig. 41, 42. 12 Exemplare zeigen dieselbe Form und Größe der Schale wie dieselbe Ausbildung des charakteristischen Bandes, wie 1) BELLARDI-SAcco: I Moll. terz. III, S. 8, u. XXX, S.28, Taf. VIII, Fig. 14. 2) Benvarpı-Sacco: I Moll. terz, VI, 8.8, Taf. I, Fie. 5. or L. clavula aus dem Helvetian bei Turin. BELLARDI und SAcco unterscheiden bei dieser Art drei verschiedene Varietäten, die in derselben Lokalität vorkommen. Alle vorliegenden Exemplare lassen sich mit der Varietät subvittata identifizieren. Die Fält- chen an der Spindel sind mehr oder weniger zahlreich. M. Hörnes!) und R. Hörnzs?) haben Oliva clavula Lk. von Grund, Lapugy usw. angeführt. BELLARDI meint, daß die Wiener Komm wohl mit Turiner Z/. clavula nahe verwandt ist, doch aber von dieser verschieden ist, und mit /. major aus dem Helvetian bei Turin näher verwandt sei. Fundort: Serra de Dentro (12 Exempl.). 99. Sparella obsoleta (BRoccH.). 1856. M. Hörn»s: Foss. Moll., I, S. 55, Taf. 6, Fig. 4, 5. 1879. R. HÖRNES: Gastropod. d. I. u. II. Med.-Stufe, S. 56, Taf. 7, Fig. 3. 1882. BELDARDT: T Moll. terz., III, S. 222, Taf. XII, Fig. 44. 1904. Sacco: I Moll. terz., XXX, S. 79. Zwei vorliegende Belie stimmen in allen Merkmalen mit Anecillaria obsoleta aus dem Wiener Becken von Baden usw. vollkommen überein. Diese kommt auch bei Lapugy und Kostej vor, weiter im Tortonian bei Stazzano usw. Wie das R. Hörnes hervorgehoben hat (a. a. O., S. 56), wurde von Stur für das Wiener Becken nachgewiesen, daß Aneillaria glandiformis in den Seichtwasserbildungen dominierend ist, während sich Anc. obsoleta ebenso häufig in den Tegel- schichten findet, die sich gleichzeitig, aber in größerer Tiefe gebildet haben. Fundort: Serra de Dentro. Fam. VConidae ADAMS. 100. Lithoconus caleinatus (May.) 1864. Mayer: Madeira, S. 258. Vier vorliegende Steinkerne ließen sich in der Gestalt der Schale wie in der Mundausbildung mit Conus Mercati von Steinabrunn usw. aus dem Wiener Becken gut identifizieren (Hörnes: Foss. Moll. I, Taf. 2, Fig. 3). Das Gewinde ist hier offenbar anders ausgebildet, wodurch MAYEr veranlaßt wurde, für diese Form eine neue Art aufzustellen. Fundort: Ilheu de Baixo. DERoss Moll. 1, 8.49, Taf. 7, 2 2) Gastrop. d. T. u. II. Med. -St., '6 ya 1. . 94. 90 101. Lithoconus antiquus (Lx.). 1864. MAyvEr: Madeira, S. 256. 1893. Sacco: I Moll.-terz., XII, S. 23, Taf. III, Fig. 6, 7. Zwei Exemplare von Porto Santo zeigen dieselbe Form der Schale, dasselbe Gewinde und denselben Mund, wie das bei Z. antıquus aus dem Helvetian bei Turin usw. = Die Größe meiner Exemplare entspräche den jugendlichen Turiner Formen dieser Art (Fig. 7 bei SAacco). Der einzige Unterschied wäre, daß die vorliegenden Exemplare am letzten Umgang glatt sn. während jugendliche Turiner Form die Spirallinien trägt. Daß diese Spirallinien am letzten Umgange kein wesentliches Merk- mal für Z. antiquus ist, zeigt am besten das glatte Z. antiquus var. elongatissima aus dem Helvetian bei Turin!). | Diese Art mit ihren vielen Varietäten ist für das Helvetian im Piemont sehr bezeichnend. Fundort: Serra de Dentro. 102. Conospirus Dujardini (DeESsH.). 1856. Hörnes: Foss. Moll. I, 8.40, Taf. 5, Fig. 6, 7. 1879. R. HÖRNES: Gastropod. d. I. u. II. Med.-Stufe, S. 35. 1893. SAcco: I Moll. terz. XIII, S. 45. Sechs vorliegende Exemplare stimmen in allen Hauptmerk- malen mit Conus Dujardini aus dem Wiener Becken, und be- sonders mit der Varietät 2 von Gainfahren, Steinabrunn usw. überein. Wie bei dieser Varietät von Gainfahren sind auch bei allen meinen Exemplaren „die Ränder der Windungen keineswegs so scharf, sondern am Grunde jeder befindet sich eine dünne Wulst, die sich längs dem Gewinde herumzieht“. Sacco möchte C©. Dujardini aus dem Wiener Becken mit C. Bronni var. stazzanensis aus dem Tortonian bei Stazzano vereinigt wissen. Indessen ist das Gewinde bei der Wiener Art und bei den vorliegenden Exemplaren anders ausgebildet, als das Sacco für C. Dronni var. stazzanensis abgebildet hat?). Diese Art kommt bei Lapugy in Siebenbürgen häufig vor, weiter im Miocän Ungarns, im Helvetian bei Turin USW. Fundort: Serra de Dentro. 103. Chelyconus a var. mamillospira SACCO. 1895. Sacco: I Moll terz., XIII, S. 69, Taf. VI, Fig. 46. 1) Sacco: T Moll, XI ZT22 TH, Re: 2) Sacco: I Moll. Taf. v, Fig. 9. 91 Ein Exemplar hat dieselbe Form der Schale und dasselbe charakteristische Gewinde wie Chelyc. Montisclavus var. mamillo- spira aus dem Helvetian von Monte dei Capuceini. Das vor- liegende Exemplar ist etwas größer und unterscheidet sich von der angeführten Varietät nur dadurch, daß hier der Rand des letzten Umganges etwas schärfer ist. Fundort: Serra de Dentro. Brachyura. Krabben. 104. Xantho spec. Es liegen mir 9 Fragmente von Cephalothorax und Scheren- füßen vor, die nach der Form und Skulptur einer und derselben Art anzugehören scheinen. Der Cephalothorax ist hier sicher nach dem Typus von Cyclometiden ausgebildet. Soweit der Erhaltungszustand erlaubt, lassen sich die vorliegenden Exem- plare mit der großen, rezenten Gattung Xantho identifizieren. Was die Untergattung und die Art anbelangt, läßt sich hier nichts Bestimmtes sagen, weil die Hauptmerkmale dafür, wie die Antennen, Scheren usw. nicht erhalten sind. Fundorte: Serra de Dentro, Pico de Juliana. Pisces. Asterospondyli. 105. Carcharodon megalodon? AG. 1895. ZitrTeL: Grundzüge der Paläontologie, S. 589, Fig. 1450. Ein großer Haifischzahn ist dreieckig, vorne flach, hinten gewölbt. Er stammt höchstwahrscheinlich von einem Carcharodon megalodon. Ganz sicher läßt sich die Art nicht bestimmen, weil der Zahnschmelz und die Seitenränder nicht erhalten sind. Fundort: Serra de Dentro. Plectgnathi. 106. Ostracion spec. Drei vorliegende, plattenförmig ausgebildete, radial gestreifte Stacheln lassen sich mit den Hautstacheln des Kofferfisches (Ostracion) vollkommen identifizieren. Die Kofferfische, die ich in der zoologischen Sammlung des Museums für Naturkunde zu Berlin durchgesehen habe, hatten etwas kleinere Stacheln. Das ist auch der einzige Unterschied zwischen den fossilen, vorliegenden und rezenten Stacheln des Kofferfisches. Ostracion lebt heute im Atlantischen Ozean usw. und war bis Jetzt fossil nur aus dem Eocän von Monte Bolca in Italien bekannt. Fundort: Serra de Dentro. 92 Ju99ay oxregf 8p naylf yysu = —- — —— — Ei en — Erz m 1 es | er a 4 N ee a nr q —— _— I — — _— ISEUR — —- — I Le; a r Ds y Se | eilt zum, ee RT, I “Uy s — al — | es a. erler = =— u! IP der. 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Diese Zeitschr. 1898. . 1898. FR. SCHAFFER: Beitr. zur Paralellisierung d. Mioc. d. piemont. Tert. m. Wien. Beck., Jahrb. d. k. k. g. R.-A., Bd. 48. 9. 1900. E. Phiuippi: in dieser Zeitschr. Bd. 52,. 1900: Pectiniden. . 1905. R. HÖRNES: Untersuch. d. jüng. Tert. d. westl. Mittelmeer- gebietes. — Sitz b. d. kais. Akad. d. Wissensch. 1905. Manuskript eingegangen am 5. März 1909.) Erklärung zu Tafel I. Fig. 1. Radula lima var. subtilis nov. var. Pico de Juliana. Fig. 2a, bundc. Chlamys Noronhai nov. spec. Serra de Dentro. Fig. 3a und b. Aeguipecten dentronensis nov. spec. Serra de Dentro. Fig. 4a und b. Aequipecten tripartitus nov. spec. Serra de Dentro. Fig. 5. Spondylus Noronhai nov. spec. Serra de Dentro. Tafel I. Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges. 1910. Lichtdruck von A. Frisch, Berlin W 35. NE it rs Eu Erklärung zu Tafel N. Fig. 1. Spondylus Brancai nov. spec. Serra de Dentro. Fıg. 2a, bundc. Spondylus baiwonensis nov. spec. Ilheu de Baixo. Fig. 3. Lithophagus papüliferus nov. spec. Serra de Dentro. Tafel II. Lichtdruc R ei H bi Me h SER, 03 e } » r % - BZ gu r “ a 2 h R B F H E z a7 * B 2 E * A y & B e r Sa ce “ 2 3 Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges. 1910. Tafel II. Lichtdruck von A. Frisch, Berlin W 30. Erklärung zu Tafel IH. Fig. 1a und b. Ventricola nov. spec. Ilheu de Baixo. Fig. 2a und b. Chamelaea gallina var. Janenschi nov. var. Serra de Dentro. Fig. 3aund b. Gastrana Mayeri nov. spec. Selvagem. Fig. 4a und b. Oxystele Böhmi nov. spec. Selvagem. Fig. 5a und b. Gibbula Schmitzi nov. spec. Selvagem. Fig. 6a und b. Neritopsis radula var. moledonensis nov. var. Ribeiro de Moledo. | Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges. 1910. Tatel IT. A f Lichtdruck von A. Frisch, Berlin W 35. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft. (Abhandlungen und Monatsberichte.) Abhandlungen. 62. Band. II. Heft. April, Mai, Juni 1910. Berlin 1910. J. G. Cotta’sche Buchhandlung Nachfolger Zweigniederlassung vereinigt mit der Besser’schen Buchhandlung (W.Hertz) W 35, Schöneberger Ufer 39. Inhalt: Aufsätze S. 97 — 304. Deutsche geologische Gesellschaft. Vorstand für das Jahr 1909 Vorsitzender: Herr RAUFF Schriftführer: Herr BLANCKENHORN Stellvertretende Vor- [| „ BEYSCHLAG „ BELOwsKY & sitzende: | » WAHNSCHAFFE „ BÄRTLING 4 Schatzmeister: „ ZIMMERMANN | »„ _ÖTREMME y Archivar: „ EBERDT ; Beirat für das Jahr 1909 Die Herren: CREDNER-Leipzig, DEECKE-Freiburg, JAEKEL- Greifswald, C. ScuhMmipT-Basel, TieTzE-Wien, WICHMANN-Utrecht. Die ordentlichen Sitzungen der Gesellschaft finden in Berlin im Gebäude der Kgl. Preuß. geol. Landesanstalt und Bergakademie, Invalidenstr. 44, abends 7 Uhr in der Regel am ersten Mittwoch jeden Monats statt, die Jahresver- sammlungen in einer Stadt Deutschlands oder Österreichs in den Monaten August bis Oktober. Vorträge für die Monatssitzungen sind Herrn Professor Dr. BLANKENHORN tunlichst 8 Tage vorher anzumelden, Manuskripte von Vorträgen zum Druck spätestens 8 Tage nach dem Vortrage an Herrn Königl. Geologen, Privatdozenten Dr. BÄRTLING einzusenden. Die Aufnahme geschieht auf Vorschlag dreier Mitglieder durch Erklärung des Vorsitzenden in einer der Versammlungen. Jedes Mitglied zahlt 10 Mark Ein- trittsgeld und einen Jahresbeitrag von 20 Mark. Es erhält dafür die Zeitschrift und die Monatsberichte der Gesellschaft. (Preis im Buchhandel für beide zu- sammen 24 M., für die Monatsberichte allein 10 M.) Die bis zum 1. April nicht eingegangenen Jahresbeiträge werden durch Postauftrag eingezogen. Jedes außerdeutsche Mitglied kann seine Jahresbeiträge durch einmalige Zahlung von 300 Mark ablösen. Reklamationen nicht eingegangener Hefte und Monatsberichte der Zeitschrift können nur innerhalb eines Jahres nach ihrem Versand berücksichtigt werden. © Die Autoren der aufgenommenen Aufsätze, brieflichen Mitteilun- gen und Protokolinotizen sind für den Inhalt allein verantwortlich; sie erhalten 50 Sonrderabzüge umsonst, eine gröfsere Zahl gegen Er- stattung der Herstellungskosten. © Zugunsten der Bücherei der Gesellschaft werden die Herren Mitglieder ersucht, Sonderabdrücke ihrer Schriften an den Archivar einzusenden: diese werden in der nächsten Sitzung vorgelegt und, so- weit angängig, besprochen. r Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende Adressen benutzen: Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift oder den Monatsberichten sowie darauf bezüglichen Schriftwechsel Herrn Königl. Geologen, Privatdozenten Dr. Bärtling, 2. Einsendungen an die Bücherei sowie Reklamationen nicht eingegangener Hefte und "Monatsberichte, Anmeldung neuer Mitglieder, Anzeigen von Wohnortsveränderungen, Herrn Sammlungskustos Dr. Eberdt, beide zu Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 38. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen Herrn Professor Dr. Blankenhorn, Halensee b. Berlin, Joachim -Friedrichstr. 57. 4. Sonstige Korrespondenzen an Herrn Professor Dr. Rauff, Berlin N4, Invalidenstr. 44. 5. Die Beiträge sind an die J. G. Corra’sche Buchhandigee Nachf., Bars W 35, Schöneberger Ufer 39, durch direkte Übersendung einzuzahlen. Inhalt des Il. Heftes. Aufsätze. Mitteilung des Vorstandes . 3. Avcusrt ScHhurz (Halle): Das Klima Deutschlands während der seit dem Beginne der Entwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands ver- flossenen Zeit ROBERT GrADMAnN (Tübingen): Über die Bedeutung post- glazialer Klimaveränderungen für die Siedlungsgeographie . . Exsxst H. L. Krause (Straßburg): Die a des Klimas seit der letzten Eiszeit. ... . 5 RR, 6. E. Ramann (München): Einteilung und Bau der, Moore 3 ar E. Ramann (München): Beziehungen zwischen Klima und dem Dialipaueder) Moore. u. C. A. WEBER (Bremen): Was lelırt der Aufbau der Moore Norddeutschlands über den Weclisel des Klimas in post- Seisaler Zeit?‘.. . 2.0 0. EN TE N N J. STOLLER (Berlin): Die Beziehungen der nordwestdeutschen PiooneszumangcheiszeitlieheneRlimar u... 2.2.2. . P. GrRAEBNER (Groß-Lichterfelde): Die natürliche Veränderung von Vegetationsformationen und ihre geologischen Reste Hass MEexzer (Berlin): Klimaänderungen und Binnenmollusken im nördlichen Deutschland seit der letzten Eiszeit . . . . Ferıx WAHNSCHAFFE (Berlin): Anzeichen für die Verände- rungen des Klimas seit der letzten Eiszeit im norddeutschen Flachlande . FerLix WAHNSCHAFFE (Berlin): Schlußbericht über die Er- gebnisse der vorstehend genannten 10 Arbeiten Seite 97 99 117 123 129 136 143 163 190 199 268 280 ai Mitteilung des Vorstandes. zu dem vorliegenden Hefte (Ba. 6%, H. 2, 1910). Auf dem 11. Internationalen Geologenkongresse, der in diesem Jahre in Stockholm tagen wird, soll nach einem Be- schlusse des vorbereitenden Komitees auch die Frage über „Die Veränderungen des Klimas seit der letzten Eiszeit“ zur Erörterung gestellt werden (vgl. 1@re Circulaire, Mai 1909, SDR Um eine feste Grundlage für die Diskussion zu schafien, will das Komitee schon vor der Eröffnung des Kongresses ein Sammelwerk herausgeben, worin jene Frage in einer Reihe von Aufsätzen für die einzelnen in Betracht kommenden Länder behandelt wird; und zwar soll Jedem Lande nach dem Plane des Komitees nur eine Abhandlung gewidmet sein, | Das Komitee hat einige 40 deutsche Gelehrte aufgefordert, sich an der Beantwortung der Frage zu beteiligen. Zu- gleich hat es den unterzeichneten Vorstand gebeten, die Be- teiligung zu organisieren und für einen zusammenfassenden, Deutschland betrefjenden Bericht Sorge zu tragen. Der Vorstand hat deshalb den vom Kongresse zur Mitarbeit auf- gejorderten Gelehrten den Vorschlag unterbreitet, sie mögen vhren literarischen Beitrag in der Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft drucken lassen und sich damit einverstanden erklären, da/s der Vorstand einen der Herren Mitarbeiter _veranla/st, die Ergebnisse der eingegangenen Arbeiten zuw‘einer Übersicht zusammenzufassen, wie sie das Komitee des Kongresses zu haben wünscht. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 7 98 Daraufhin sind die in diesem Hefte vereinigten Arbeiten der nachstehend angeführten Herren eingelaufen: Von Herrn AUGUST SCHULZ in Halle: „Das Klima Deutschlands während der seit dem Beginne der Entwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands verflossenen Zeit.“ Von Herrn ROBERT GRADMANN in Tübingen: „Über die Bedeutung postglazialer Klimaveränderungen für die Siedlungsgeographie.“ Von Herrn ERNST H. L. KRAUSE in Straßburg: „Die Veränderungen des Klimas seit der letzten Eiszeit.‘ Von Herrn E. RAMANN in München: „Einteilung und Bau der Moore. — Beziehungen zwischen dem Klima und dem Aufbau der Moore.“ Von Herrn C. A. WEBER in Bremen: „Was lehrt der Aufbau der Moore Norddeutschlands über den Wechsel des Klimas in postglazialer Zeit?“ Von Herrn J. STOLLER in Berlin: „Die Beziehungen der nordwestdeutschen Moore zum nacheiszeitlichen Klima.“ Von Herrn GRAEBNER in Groß-Lichterfelde: „Die natürliche Veränderung von Vegetationsformationen und ihre geologischen Reste.“ Von Herrn HANS MENZEL in Berlin: „Klimaänderungen und Binnenmollusken im nördlichen Deutschland seit der letzten Eiszeit.“ Von Herrn FELIX WAHNSCHAFFE in Berlin: „Anzeichen für die Veränderungen des Klimas seit der letzten Eiszeit im norddeutschen Flachlande.‘“ Herr WAHNSCHAFFE hat alsdann den für das Kongre/s- werk bestimmten Schlußbericht geschrieben, der aber auch in diesem Hefte bereits gedruckt worden ist. Der Vorstand der Deutschen Geologischen Gesellschaft. I. A; RAymk. 3 3. Das Klima Deutschlands während der seit dem Beginne der Entwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands verflossenen Zeit. Von Herrn August ScauLz ın Halle. Unter der letzten Vergletscherung versteht das Komitee wohl nicht die letzte der Perioden, in denen in Europa das dauernde Eis einen wesentlich größeren Umfang als gegen- wärtig hatte, sondern vielmehr die letzte der fünf — bekannten — Perioden, in denen das nordische Inlandeis bis nach Deutsch- land herein drang. Die seit dem Höhepunkte dieser Periode verflossene Zeit wird in der Regel, doch ganz unrichtig, als postglaziale Zeit bezeichnet. Ich werde mich im folgenden nicht auf diesen Zeitraum beschränken, sondern auch die ihm vorausgehende Zeit vom Beginne der vorletzten der fünf großen Vergletscherungsperioden ab, d. h. die ganze seit dem Be- ginne der Entwicklung der gegenwärtigen phanero- gamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands!) ver- flossene Zeit, behandeln?). Nur über das Klima Deutschlands und seiner Nachbar- länder während des allerletzten Abschnittes dieses langen Zeit- raumes liegen menschliche Aufzeichnungen vor; das Klima des übrigen Teils läßt sich nur nach den Spuren beurteilen, die es in den gleichzeitigen geognostischen Bildungen dieses Ge- bietes sowie in der gegenwärtigen Flora und Pflanzendecke und in der gegenwärtigen Fauna und Tierwelt desselben, die sich ım Verlaufe dieses Zeitraumes entwickelt haben, hinterlassen hat. Aus den Ergebnissen der stratigraphischen, petrographischen, paläontologischen usw. Untersuchung der geognostischen Bildungen des bezeichneten Gebietes, der Untersuchung der Verbreitung seiner gegenwärtigen Pflanzen und Tiere und ihrer ) Mit Ausschluß der deutschen Alpen. 2) Auf eine Kritik fremder Anschauungen lasse ich mich in dieser Abhandlung nicht ein. = Fähigkeiten und Bedürfnisse sowie der Untersuchung seiner heutigen klimatischen, orographischen, hydrographischen usw. Verhältnisse läßt sich schließen, daß das Klıma Deutschlands während jener Zeit nicht konstant gewesen ist, sondern Wand- lungen durchgemacht hat, wie diese Wandlungen aufeinander- gefolgt sind und welchen Charakter sie gehabt haben. Weiter läßt sich über das Klima aber nichts sagen, das lassen diese Untersuchungen deutlich erkennen. Es läßt sich vor allem nicht sagen, ob die erschlossenen klimatischen Perioden wirklich ‘die einzigen während jener Zeit waren, und welche genauen Werte die einzelnen Faktoren ihres Klimas hatten. Und dies wird sich auch niemals sagen lassen. Vollständig ausgeschlossen ist es aber, zu auch nur annähernd richtigen Vorstellungen über die Wandlungen des deutschen Klimas während der seit dem Beginne der Iintwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pilanzendecke Deutschlands verflossenen Zeit zu ge- langen, wenn man, wie dies heute fast allgemein geschieht, einseitig nur die Ergebnisse der Untersuchung der geognostischen Bildungen Deutschlands — und seiner Nachbarländer — be- rücksichtigt!). Ich werde nun im folgenden darlegen, was sich über das Klima Deutschlands während dieser Zeit zunächst auf Grund der Spuren, die es in der gegenwärtigen phanerogamen?) Flora und Pflanzendecke Deutschlands hinterlassen hat, dann auf Grund der aus diesem Zeitraume stammenden een Bildungen Deutschlands und seiner Nachbarländer sagen läßt, und wie sich die Ergebnisse beider Untersuchungen mitein- ander vereinigen lassen°). Sehr zahlreiche Arten der indigenen Phanerogamen- Flora Deutschlands lassen sich nach ihrer klimatischen An- ) Vergl. bofreffs der Methode vorzüglich meine Abhandlung „Über die Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke des norddeutschen Tieflandes“, Berichte der Deutschen Botanischen Gesellschaft Bd. 25 un, Ss. alas BD sowie 536 u. f. 2) Auf die Kryptogamen-Flora Deutschlands sowie seine gegen- wärtige Fauna und Tierwelt werde ich nicht eingehen, da deren Ent- wicklungsgeschichte bisher noch nicht genügend erforscht ist. Das Wenige, was bekannt ist, widerspricht nicht den aus der Untersuchung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutsch- lands gezogenen Schlüssen. 3) Ich kann hier nur kurz auf die Ergebnisse meiner Studien ein- gehen; ausführlich habe ich diese Fragen in einer Anzahl Abhand- lungen behandelt, deren wichtigste am Schlusse dieses Aufsatzes zu- sammengestellt sind. ol passung in vier Gruppen zusammenfassen. Von diesen Gruppen umfaßt: die erste die Arten, die hauptsächlich oder ausschließlich in solchen Gegenden wachsen, deren Sommer- und Winterklima kühler ist als das gegenwärtig in den niedrigen Gegenden des zentralen Mitteldeutschlands herrschende; die zweite die Arten, die hauptsächlich oder ausschließlich in solchen Gegenden wachsen, deren Sommermonate trockner- und sämtlich oder wenigstens teilweise wärmer, deren Winter trockner und kälter sind als die der niedrigen Gegenden des zentralen Mitteldeutschlands; die dritte die Arten, die hauptsächlich oder ausschließlich in solchen Gegenden wachsen, deren Winter gemäßigter, deren Sommer ebenso warm oder wärmer sind als die der niedrigen Gegenden des zentralen Mitteldeutschlands; die vierte die Arten, die hauptsächlich oder ausschließlich in solchen Gegenden wachsen, deren Sommerklima feuchter und meist auch kühler, deren Winterklima feuchter und gemäßigter ist als das der niedrigen Gegenden des zentralen Mitteldeutschlands. Die übrigen Arten dieser Flora haben eine — zum Teil viel — weitere klimatische Anpassung als die Arten der einzelnen der vier vorstehenden Gruppen; sie können in eine fünfte Gruppe zusammengefaßt werden. Jede der fünf Gruppen zerfällt in mehrere Untergruppen, auf die ich hier aber nicht näher ein- gehen will. Man darf wohl annehmen, daß die meisten Arten der deutschen Phanerogamenflora nur an je einer räumlich sehr be- schränkten Örtlichkeit entstanden sind und sich ihr heutiges Areal durch Ausbreitung von dieser Örtlichkeit aus erworben haben. Die Ursprungsörtlichkeit fast aller Arten liegst wohl außerhalb Deutschlands; fast alle Arten müssen also in Deutsch- land eingewandert sein. Das deutsche Areal jeder Art hat eine — z. T. große — Anzahl von Lücken. Diese sind teilweise sicher oder wahrscheinlich eine Folge menschlicher Kulturein- griffe — also künstlich —, teilweise jedoch zweifellos. natürlich. Die natürlichen Lücken zahlreicher Arten können ursprünglich sein, da die betreffenden Arten sich sprung- weise. ausbreiten können, und sind es, wenigstens teilweise, sicher auch. Bei sehr zahlreichen anderen Arten kann man jedoch höchstens bei einem kleinen Teile der kleinsten Lücken Ursprünglichkeit annehmen, da sich diese Arten fast nur schrittweise auszubreiten vermögen. Sie müssen also ehe- mals auf dem Raume fast aller ihrer Areallücken gelebt haben 102 und können erst nachträglich von diesem verschwunden sein. Die nachträglichen natürlichen Lücken der einzelnen Arten sind zwar sehr verschieden groß, lassen sich aber meist unge- zwungen in wenige Größen-Gruppen zusammenfassen, die bei der Mehrzahl der Arten derselben Arten-Gruppe wiederkehren. Bei zahlreichen Arten derselben Gruppe decken sich die Lücken derselben Größengruppe entweder mehr oder weniger, oder sie fallen doch in dieselbe Gegend. Hieraus und durch Ver- gleichung des heutigen Klimas der Gebiete der Lücken der einzelnen Arten mit dem ihrer Wohnstätten läßt sich schließen, daß die Arten aller Gruppen von dem Gebiete ihrer meisten nachträglichen natürlichen Lücken infolge ungünstigen Klımas verschwunden sind, daß bei jeder Artengruppe mehrere Peri- oden der Bildung nachträglicher natürlicher Lücken aufeinander gefolgt sind, von denen jede folgende viel unbedeutender als die vorausgehende war, und daß auf jede Periode der Lücken- bildung eine Periode der Neuausbreitung gefolgt ist, die in ihrer Bedeutung der auf sie folgenden Periode der Lücken- bildung ungefähr entspricht. Daraus, daß sich das Areal der einzelnen Arten gegenwärtig nicht natürlich —- vielfach allerdings künstlich — verkleinert, darf man schließen, daß das Klima Deutschlands in den Perioden der Lückenbildung für die Arten ungünstiger gewesen ist als in der Gegenwart, und zwar muß es um so ungünstiger gewesen sein, je größer die damals entstandenen Lücken sind. Umgekehrt darf man aus dem Um- stande, daß sich die Arten in der Gegenwart in Deutschland — auch wo keine sichtbaren Ausbreitungshindernisse vorhanden sind — meist so gut wie gar nicht ausbreiten, den Schluß ziehen, daß das deutsche Klima in den Perioden der Neuaus- breitung günstiger für die Arten als das der Gegenwart gewesen ist. Denn die gegenwärtige geringe Neuausbreitung der Arten ist offenbar eine Folge davon, daß die Arten in den für sie ungünstigen Zeiten genötigt waren, sich so eng wie nur möglich an die Verhältnisse ihrer einzelnen Wohnstätten anzupassen, und sich dabei «Eigenschaften erworben haben, die ihre Ueber- siedelung nach auch nur ganz unbedeutend abweichenden Ört- lichkeiten sehr erschweren oder verhindern. Diese Eigen- schaften schwinden offenbar erst unter der Herrschaft eines Klimas, das für die Arten wesentlich günstiger als das der (Gegenwart ist. Da nun den Perioden der Neuausbreitung der Arten die klimatisch für sie ungünstigen Perioden der Bildung ihrer nachträglichen natürlichen Areallücken vorausgingen, so muß in den Perioden der Neuausbreitung ein für sie viel günstigeres Klima als in der Jetztzeit geherrscht haben. Aber 103 nicht nur in den Perioden der Neuausbreitung der Artengruppen in’ Deutschland, sondern auch in denen ihrer Ansiedlung in Deutschland muß hier ein solches Klima geherrscht haben; denn es müssen, wie sich leicht zeigen läßt, die Artengruppen vor ihrer Einwanderung und Ansiedlung in Deutschland in den Ausgangsgebieten ihrer Einwanderung unter ähnlich ungünstigen Verhältnissen gelebt haben wie in Deutschland in den Zeiten vor den Perioden ihrer Neuausbreitung. Außerdem sprechen aber, wie weiterhin dargelegt werden wird, auch noch andere Gründe für die Annahme, daß sowohl in den Zeiten der An- siedlung als auch in denen der Neuausbreitung in Deutschland hier ein von dem der Jetztzeit abweichendes, für die Arten günstigeres Klima geherrscht habe. Es läßt sich somit auf Grund der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands behaupten, daß seit dem Beginne ihrer Ent- wicklung eine Anzahl klimatisch recht bedeutend voneinander abweichender Perioden aufeinander gefolgt sind, und es läßt sich auch im allgemeinen recht deutlich erkennen, in welcher Reihenfolge sie auf einander gefolgt sind, und welchen Charakter ihr Klima hatte. Es läßt sich daraus aber nicht erkennen, ob diese Perioden die einzigen Abschnitte jenes Zeitraumes waren; es können sich vielmehr die Periodenpaare in annähernd gleicher Stärke mehrmals wiederholt haben, und es können zwischen die einzelnen der erkennbaren Perioden kürzere oder unbe- deutendere Perioden desselben Charakters oder Perioden in- differenten Charakters eingeschaltet sein, und den letzten er- kennbaren Perioden kürzere oder unbedeutendere Perioden des- selben Charakters oder Perioden indifferenten Charakters ge- folgt sein, ohne daß es sich aus der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands erkennen läßt. Wir wollen nun die Artengruppen einzeln betrachten und mit der zweiten Gruppe beginnen, da bei ihr die Verhältnisse am einfachsten liegen, weil ihre Arten seit ihrer Ansiedlung in Deutschland hier zwar teilweise ihre Bodenanpassung recht be- deutend, ihre Anpassung an das Klima aber nur unbedeutend geändert haben und sich zu einem großen Teile nur schritt- weise ausbreiten können. Die Arten der zweiten Gruppe . können sich ebenso wie die Arten der dritten und vierten Gruppe erst nach den Arten der ersten Gruppe in Deutschland angesiedelt haben. Denn in der Zeit der Einwanderung und Ansiedlung der Arten der ersten Gruppe in Deutschland muß hier ein so kaltes Sommerklima geherrscht haben, daß die Existenz jener Gruppen hier unmöglich war. Die Areale der Arten der zweiten Gruppe haben meist drei, seltener vier Gruppen 104 nachträglicher natürlicher Lücken; sehr große Lücken und zwei oder drei Gruppen viel kleinerer Lücken, die sich nicht immer scharf auseinander halten lassen. Die Ansiedlung der Arten dieser Gruppe in Deutschland muß in eine Periode mit einem Klima fallen, das für sie viel günstiger als das der Jetztzeit war, heißere und trockenere Sommer — und offenbar kältere und trockenere Winter — als dieses hatte. Denn zur Zeit der Ansiedlung der Arten der ersten Gruppe in Deutschland muß in den Ländern, aus denen die Arten der zweiten Gruppe in Deutschland eingewandert sind, Südrußland und Ungarn, ein für diese sehr ungünstiges Klima geherrscht haben, das sie offen- bar so ungünstig beeinflußt hat, daß sie sich erst wieder aus- breiten konnten, als hier das Klima für sie erheblich günstiger als in der Gegenwart geworden war. Sie sind in der Periode ihrer Ansiedlung in Deutschland von Ungarn und Südrußland her auf zahlreichen Wegen durch Deutschland (einschl. Böhmens und Mährens) hindurch bisnach Skandinavien, Frankreich und den Westalpen gewandert. Dies wäre nicht möglich gewesen, wenn nicht in diesem ausgedehnten Gebiete in den Gebirgen ein viel wärmeres und trockeneres Sommerklima als heute geherrscht hätte, zahlreiche Niederungen ausgetrocknet gewesen wären, und die Wälder gelichtet und von weiten zusammenhängenden Strichen, die den Charakter von Steppen annahmen, ganz geschwunden gewesen wären. Eine solche Veränderung der natürlichen Ver- hältnisse Deutschlands konnte aber nur in einer Zeit mit sehr heißen und sehr trockenen Sommern erfolgen. Auf diese Periode — die erste trockene Periode — muß eine Periode, deren Sommer viel kühler und niederschlags- reicher als die der Jetztzeit waren — die erste kühle Periode — gefolgt sein, die das deutsche Areal der Arten der zweiten Gruppe, die sich überhaupt in Deutschland erhielten, sehr ver- kleinerte. Die folgende Neuausbreitung der Arten dieser (Gruppe war sehr unbedeutend im Verhältnis zu ihrer Aus- breitung in der ersten trockenen Periode. Fast nur Arten, die sprungweise wandern, scheinen Wanderungen von mehr als hundert Kilometer Länge ausgeführt zu haben; und nur wenige Arten haben sich damals in Deutschland neu angesiedelt. Dennoch muß das Sommerklima dieser zweiten trockenen Periode wesentlich trockener und heißer als das gegenwärtige gewesen sein. Das Klima Deutschlands in der folgenden zweiten kühlen Periode wich wohl ebenfalls recht bedeutend von dem gegenwärtigen ab, doch längst nicht in dem Maße wie das der ersten kühlen Periode. Denn während die iu dieser entstandenen Lücken bis über 500 Kilometer weit sind, 105 sind in jener wohl selten über fünfzig Kilometer weite Lücken entstanden. Es folgten hierauf noch eine zweite Periode der Neuausbreitung, die noch unbedeutender als die vorige war, und eine entsprechend unbedeutende Periode der Lückenbildung. Hieran schloß sich ein viertes Paar solcher Perioden, das aber nur ganz unbedeutend war und in der Verbreitung zahlreicher Arten gar nicht oder nur sehr undeutlich zum Ausdruck kommt. Weder für die einzelnen Faktoren des Klimas der vier trockenen noch für die des Klimas der vier kühlen Perioden lassen sich bestimmte Werte angeben. Nur soviel läßt sich wohl annehmen, daß in der ersten trockenen Periode das Klima der trockeneren Gegenden Deutschlands dem heute im südwestlichen Rußland herrschenden ähnlich war, sonst hätten in Deutschland sicher nicht so weite steppenartige Landschaften entstehen können, wie sie damals vorhanden gewesen sein müssen. Auch über die absolute Dauer der acht Perioden, von denen jede folgende offenbar viel kürzer als die vorausgehende des gleichen Charakters war, läßt sich nichts sagen. Nicht so klar wie bei der zweiten Gruppe liegen die Ver- hältnisse bei den übrigen Gruppen. Bei der vierten Gruppe vor allem deshalb, weil die Mehrzahl ihrer Glieder sich in größeren Sprüngen ausbreiten kann. Im östlicheren Deutschland können sich die Glieder dieser Gruppe wohl erst nach der zweiten trockenen Periode angesiedelt haben. Ihre Ansiedlung in diesem Gebiete fällt offenbar vorzüglich in die zweite kühle Periode, ihre großen Areallücken in diesem Gebiete sind wohl in der dritten trockenen Periode entstanden. Darauf haben die im östlicheren Deutschland lebenden Arten dieser Gruppe hier sich sicher noch einmal, höchstwahrscheinlich aber sogar noch zweimal von neuem ausgebreitet und dazwischen eine noch- malige Verkleinerung ihrer Areale erfahren; doch läßt sich dies nicht ganz deutlich erkennen. Über die Geschicke der Arten der ersten Gruppe läßt sich deshalb nicht so sicher wie über die der zweiten Gruppe urteilen, weil bei zahlreichen von ihnen nach ihrer Ansiedlung in Deutschland ihre hiesigen Individuen sämtlich oder teilweise eine so bedeutende Änderung ihrer klimatischen Anpassung erfahren haben, daß sie sich darauf vollständig oder fast voll- ständig wie Glieder einer der anderen Gruppen verhielten. Wie schon gesagt wurde, muß die Ansiedlung dieser Gruppe -in Deutschland in eine Periode fallen, wo in Deutschland n Sommertemperaturen viel niedriger waren als gegenwärtig, s niedrig, daß wenigstens strichweise durch ganz Deutschland der Wald schwand, so daß auch solche Glieder der ersten Gruppe, 106 die sich nur mit großer Mühe oder gar nicht im Walde an- siedeln können, durch ganz Deutschland hindurch wandern konnten. Doch spricht vieles dafür, daß sich die empfind- licheren Arten dieser Gruppe damals in Deutschland nur strich- weise ausgebreitet haben. Hierauf folgte eine Zeit großer Lückenbildung, deren Höhepunkt offenbar die erste trockene Periode bildet. Dann haben sich die Glieder, die in dieser Periode keine oder keine allzu bedeutende Änderung ihrer klimatischen Anpassung erfahren hatten, z. T. noch einmal, doch offenbar nur unbedeutend, vorzüglich im höheren Gebirge, ausgebreitet. Dies kann wohl nur in der ersten kühlen Periode er- folgt sein. Später haben sich in den niedrigen Gegenden wohl fast nur solche Glieder von neuem ausgebreitet, die eine recht bedeutende Änderung ihrer klimatischen Anpassung erfahren hatten. Die Areale der Arten der dritten Gruppe haben offenbar nicht wie die der zweiten Gruppe nur in den kühlen Perioden, sondern vielmehr auch in den trockenen Perioden Lücken er- halten, die sich nicht immer deutlich unterscheiden lassen. Die Ansiedlung dieser Arten in Deutschland kann wohl nicht vor die erste trockene Periode fallen, deren Klima für sie äußerst ungünstig gewesen sein muß. In der Periode ihrer Ansiedlung in Deutschland — der ersten warmen Periode — muß in Deutschland ein sehr warmes Sommerklima und ein sehr warmes Winterklima geherrscht haben. Aus dem Umstande, daß sich manche von ihnen, die wohl nur schrittweise wandern und nicht im Walde oder nur im lichten Walde leben können, damals in Deutschland sehr weite Areale erworben haben, läßt sich auf eine sehr lange Dauer dieser Periode schließen. Die deutschen Areale der Arten dieser Gruppe haben meist sehr große Lücken, die vielfach sehr deutlich den Eindruck von solchen einer Periode mit sehr kühlen Sommern machen. Diese sind im wesentlichen wohl in der ersten kühlen Periode entstanden. In der folgenden zweiten trockenen Periode muß aber in den Strichen Deutschlands, in denen diese Arten heute vorzüglich, z. T. ausschließlich oder fast ausschließlich wachsen, das Klima recht ungünstig für sie gewesen sein, so daß man kaum an- nehmen kann, daß sie damals dort gelebt haben. Man muß also annehmen, daß auf die erste kühle Periode eine zweite warme Periode gefolgt ist, in der die Arten dieser Gruppe sich in Deutschland von neuem ausgebreitet haben, und wohlauch . in Grenzstriche Deutschlands von auswärts eingewandert sind. Diese Periode hatte offenbar ein viel kühleres Klima als die erste warme Periode und war wohl auch von viel geringerer 107 Dauer als diese. In der zweiten trockenen Periode hat das neu erworbene Areal offenbar eine bedeutende Verkleinerung erfahren. Deutlich läßt sich erkennen, daß hierauf eine nicht sehr bedeutende Neuausbreitung, also eine neue warme Periode, gefolgt ist, und daß in das damals entstandene Areal wieder in einer kühlen Periode Lücken von unbedeutender Größe ge- rissen worden sind. Diese neue Periode der Lückenbildung kann nur die zweite kühle Periode gewesen sein. Es muß also zwischen die zweite trockene und die zweite kühle Periode noch eine — der zweiten wohl an Wärme und Dauer nach- stehende — warme Periode fallen. Nach der zweiten kühlen Periode haben sich die Glieder dieser Gruppe mindestens noch einmal, doch nur unbedeutend, ausgebreitet, und sie haben nach der einzigen oder der ersten Ausbreitung noch einmal eine Verkleinerung ihrer Areale erfahren. Es ist auf die zweite kühle Periode also mindestens noch eine — unbedeutende und kurze — warme Periode gefolgt. Wahrscheinlich fällt diese Periode, oder falls es mehrere warme Perioden waren, eine davon, zwischen die dritte trockene und die dritte kühle Periode. Die fünfte Gruppe führt zu keinen anderen Annahmen als die vier übrigen Gruppen. Man kann somit auf Grund der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands als — z. T. sehr — wahrscheinlich hinstellen, daß auf eine kalte Periode eine trockene Periode, darauf eine warme Periode und endlich eine kühle Periode folgten, daß sich hieran eine warme Periode anschloß, der eine trockene, eine warme und eine kühle Periode folgten, daß sich vier Perioden dieses Charakters in der gleichen Folge noch zweimal wiederholten und daß alle Perioden, je weiter sie von der Jetztzeit, die den Charakter einer trockenen Periode hat, entfernt sind, desto mehr klimatisch von dieser abwichen und desto länger waren. Wie die Perioden mit- einander verbunden waren, darüber läßt sich aber nichts Be- stimmtes sagen. Wahrscheinlich ging der ersten trockenen Periode auch eine warme Periode voraus, die mit der kalten Periode durch eine Zeit mit gemäßigtem Klima verbunden war. Was läßt sich nun auf Grund der Ergebnisse der Unter- suchung der geognostischen Bildungen Deutschlands und seiner Nachbarländer über die Wandlungen des deutschen Klimas während der seit dem Beginne der Entwicklung der gegen- wärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands verflossenen Zeit sagen? Es läßt sich wohl als sicher ansehen, daß seit dem Aus- gange der Pliocänzeit — mindestens — fünfmal ein be- deutender Teil Deutschlands lange Zeit mit dauerndem Eise bedeckt war, das teils von Norden, teils von Süden — aus den Alpen — her vordrang, teils sich in den höheren Mittelgebirgen bildete. Den größten Umfang hatte das Eis in der zweiten und der dritten von diesen Eiszeiten!). Der Umfang des Eises der vierten Eiszeit war kleiner, der der fünften noch kleiner. In dieser drang das nordische Inlandeis nur bis zur sog. baltischen Endmoräne, das alpine Eis angeblich nur ungefähr südlich von München über den nördlichen Alpenrand hinaus vor. Auch später vergrößerte sich im nördlicheren Europa das Eis noch mehrmals auf längere Zeit?) nicht unwesentlich über seinen heutigen Umfang, doch längst nicht in dem Maße wie in den Eiszeiten. Die fünfte Eiszeit ist die letzte Periode, wo in Deutschland ein solches Klima geherrscht haben kann, wie ich es vorhin für die Zeit der Ansiedlung der ersten Gruppe in Deutschland angenommen habe. Wir wissen auch — durch paläontologische Untersuchung der aus dieser Eiszeit stammenden Ablagerungen —, daß in der Tat damals Arten dieser Gruppe in Deutschland eingewandert und ohne Zweifel zur festen An- siedlung gelangt sind. Die baltische Endmoräne war während des Höhepunktes dieser Eiszeit im Westen, Süden und Osten wohl von einem breiten Landstreifen begrenzt, in dem außer Gliedern der fünften Gruppe nur solche der ersten Gruppe wuchsen. Ebenso kann es als sicher angesehen werden, daß Arten der ersten Gruppe gleichzeitig von Süden her in das Alpenvorland eingewandert sind. Aber auch das ist kaum zweifelhaft, daß zur Zeit der Maximalausdehnung des Eises der fünften Eiszeit auch zwischen der baltischen Endmoräne und dem Alpenvorlande wenigstens strichweise, im Süden vorzüg- lich in den Berggegenden, solche Zustände herrschten, daß Arten der ersten Gruppe hier wandern und sich ansiedeln konnten. Denn über dem nordischen Inlandeise lagerte sicher eine sehr bedeutende“Antizyklone, von der im Sommer dauernd in südlicher Richtung sehr kalte Luft abfloß, die weithin, strich- weise wahrscheinlich bis zu den Alpen und Karpaten, die Baum- und Strauchvegetation sowie die bisherige Kraut- vegetation vernichtete. Auch das Alpeneis übte sicher eine er- kältende Wirkung auf das Klima ‚des vorliegenden Gebietes, DNgl. Anm 2, ?) Ich bezeichne diese Zeiten im Gegensatz zu den fünf Eiszeiten als kühle Perioden. ag vorzüglich das seiner höheren Gegenden aus!). Etwas Genaueres läßt sich über das damalige Klima nicht sagen. Aus der Zu- sammensetzung derältesten uns — durch fossile Reste — bekannten Flora, die das Gelände zwischen der baltischen Endmoräne und der Küste nach dem Wegschmelzen des Eises dieser Eiszeit besiedelte, darf man schließen, daß wenigstens damals in diesem Landstriche kein hocharktisches Klima herrschte. Wahrschein- lich hat ein solches selbst während des Höhepunktes dieser Eis- zeit auch am Eisrande nicht geherrscht. Die fünfte Eiszeit ist aber nicht die einzige Zeit, in derin Deutschland Glieder der ersten Gruppe eingewandert und zur Ansiedlung gelangt sind; denn eine Art dieser Gruppe, Angelica pyrenaea (L.), kann in der fünften Eiszeit nicht aus den Pyrenäen, ihrer Heimat, in die Vogesen eingewandert sein?); dies kann spätestens in der vierten Eiszeit erfolgt sein. Sie ist sicher nicht die einzige Art dieser Gruppe, die sich seit dieser Zeit in Deutschland erhalten hat, doch läßt sich keine andere mit voller Bestimmt- heit bezeichnen. Aus dem Vorkommen von Angelica pyrenaea in den Vogesen läßt sich schließen, daß das Klima Deutschlands in der Zwischenzeit zwischen der vierten und fünften Eiszeit selbst für empfindlichere Arten dieser Gruppe nicht so un- günstig war, daß diese sämtlich dadurch vernichtet oder in ihrer klimatischen Anpassung so geändert und hierdurch so empfindlich gegen niedere Sommertemperaturen wurden, daß sie ın der fünften Eiszeit zugrunde gingen. Diese Erkenntnis erschwert die Beurteilung des Klimas der fünften Eiszeit, da sich ebensogut wie Angelica pyrenaea ja auch die übrigen Glieder der ersten Gruppe in Deutschland erhalten haben können. Die Zwischenzeit zwischen der vierten und der fünften Eiszeit hatte wohl eine recht lange Dauer. Es fällt in sie ein Zeitabschnitt, wo selbst in Norddeutschland offenbar ausge- dehnte aus Laub- und Nadelbäumen bestehende Wälder vor- handen waren, die auf ein dem heute hier herrschenden Klima ähnliches Klima schließen lassen. Diesem Abschnitte ging wahrscheinlich ein — von der Zeit der Bildung der Ab- lagerungen der vierten Eiszeit durch eine lange Zeit der Ver- !) In weiterer Entfernung vom Eise besserte sich das Klima aber wohl recht schnell. Im Mittelmeergebiete war wahrscheinlich auch während des Höhepunktes dieser Eiszeit das Klima kaum weniger günstig, vielleicht sogar günstiger als heute. Auch in Frankreich blieb damals wohl die Hauptmasse seiner bisherigen phanerogamen Arten erhalten. | > ?) Vgl. hierzu ScHuLz in der unter Nr. 17 aufgeführten Serhift 110 witterung getrennter — Zeitabschnitt mit heißem, trockenem Sommerklima voraus. Denn es kann keinem Zweifel unter- liegen, daß in diesen Zeitabschnitt die Ablagerung des Lösses vom Typus des Lösses der Magdeburger Börde fällt, dessen Ablagerungen auf den verwitterten Ablagerungen der vierten Eiszeit auflagern.. Nun läßt sich allerdings nicht mit Be- stimmtheit sagen, welchen Charakter das Klima der Zeiten der Bildung der bedeutenden Lößablagerungen hatte. Es läßt sich aber annehmen, daß diese Zeiten nur quantitativ von den auf die fünfte Eiszeit folgenden trockenen Perioden abweichen, gleichsam Verschärfungen derselben darstellen, also ein heißes, trockenes Sommerklima — und wohl ein kaltes, trockenes Winterklima — hatten, und von den HEiszeiten durch Zeiten mit gemäßigterem Klima getrennt waren!.. Wenn das Klima der eh der Ablagerung des Lösses vom Typus des Börde- lösses wirklich losen Olkanalaren hatte, so können — dies läßt sich auf Grund der heutigen uubedleusendlen Verbreitung der meisten Arten mit dieser klimatischen Anpassung in Deutsch- land behaupten — die Arten der ersten Gruppe, die sich während dieser Zeit in Deutschland in der ursprünglichen oder in ihr nahestehender Anpassung erhielten, am Schlusse dieser Zeit hier nur eine ganz unbedeutende Verbreitung gehabt haben, meist wohl nur an einer einzigen Örtlichkeit vorgekommen sein. Danun manche Arten der ersten Gruppe in der ursprüng- lichen oder ihr nahestehender Anpassung heute in Deutschland an weit auseinanderliesenden Stellen in bedeutender Entfernung von den in der fünften Eiszeit mit Eis bedeckten Gebieten vorkommen, so müßte man also auch bei der Annahme, daß in der fünften Eiszeit keine Art der ersten Gruppe über die da- mals mit Eis bedeckten Striche und die unmittelbar an sie angrenzenden Landschaften hinaus in Deutschland eingedrungen sei, annehmen, daß in der fünften Eiszeit weite Striche Deutschlands den vorhin beschriebenen klimatischen und land- schaftlichen Charakter hatten. Eine Periode mit demselben klimatischen Charakter wie die Periode der Ablagerung des Lösses vom Typus des Börde- lösses, nur offenbar mit noch bedeutend extremerem Klima, die Periode der Ablagerung der Hauptmasse des sog. jüngeren Lösses, ging der vierten Eiszeit voraus. In dieser sind wohl sicher alle vorher in Deutschland eingewanderten Arten der ersten Gruppe wieder aus Deutschland verschwunden, so daß ') Vgl. hierzu auch Wüsrt: Centralblatt f. Min. usw. 1908, S. 197 u. 1.219099. 232u2 Kaund Beau: also in die vierte Eiszeit der Beginn der Entwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutsch- lands fällt. Während der Herrschaft eines Klimas, wie es der Zeit der Ablagerung des Bördelösses zugeschrieben wurde, müssen in Deutschland zahlreiche Glieder der zweiten Gruppe und andere Phanerogamen mit derselben klimatischen . Anpassung einge- wandert sein. In der fünften Eiszeit muß für diese Gewächse aber das Klima Deutschlands so ungünstig gewesen sein, daß sie sämtlich wieder aus Deutschland verschwanden. Die An- siedlung der Ayten der zweiten Gruppe in Deutschland kann also erst in die auf die fünfte Eiszeit folgende Zeit fallen. Wie ich dargelegt‘ habe, muß diese Ansiedlung fast ganz in einer Zeit mit sehr trockenen, heißen Sommern stattgefunden haben, und müssen auf diese Zeit noch drei unbedeutendere Perioden von demselben klimatischen Charakter gefolgt sein, deren erste die heißeste und längste, deren letzte die am wenigsten heiße und die kürzeste war. Gibt es nun auch geognostische Tatsachen, die für das Vorhandensein dieser vier Perioden sprechen? In der Tat ist es in jüngster Zeit K. OLBRICHT geglückt, nachzuweisen!), daß das Ilmenautal in der Lüneburger Heide nach der fünften Eis- zeit viermal mit Sanden verschüttet wurde, und daß diese Ver- 'schüttung nur in vier trockenen, vegetationsarmen Zeiten er- folgt sein kann, die sich inbezug auf Länge und Intensität proportional den Massen der aufgeschütteten Sande, also wie 9:5 — 6:3 — 4:1 — 2 verhalten haben müssen. Jeder dieser vier trockenen Zeiten folgte eine niederschlagsreiche Zeit, in der sich der Fluß in die Sande einschnitt. Es ist m. E. sehr wahrscheinlich, daß die vier von ÖLBRICHT nachgewiesenen trockenen Perioden, in deren erster in Norddeutschland offen- bar Ablagerung lößartiger Massen stattfand ?), mit meinen vier D) Vgl. OtBrıcar: Centralbl. f. Min. usw. 1909, S.599 u. f., sowie Grundlinien einer Landeskunde der Lüneburger Heide, Forschungen a; deutschen Landes- und Volkskunde, Bd. 18, Heft 6 (1909), 296: ut. 2) Vgl. OLBRICHT, a. a. OÖ. Löß und lößartige Massen haben sich damals zweifellos auch anderwärts in Deutschland abgelagert, doch sind solche Ablagerungen mit Sicherheit noch nicht nachgewiesen worden. Im Alpengebiete ist an mehreren Stellen aus der Zeit nach der fünften Eiszeit stammender Löß und lößartiger Sand bekannt ge- worden, der offenbar in verschiedenen Zeiten z. T. erst nach der Daun- zeit, zur Ablagerung gelangt ist. Es läßt sich also auch hieraus auf das Vorhandensein mehrerer trockener Perioden schließen. 112 trockenen Perioden ıdentisch sind, und daß meine vier kühlen Perioden in die Zeiten fallen, in denen sich die Ilmenau in die Sandaufschüttungen der trockenen Perioden einschnitt. Für das Vorhandensein mehrerer trockener Perioden nach dem Aus- gange der fünften Eiszeit spricht auch der Bau der nord- deutschen Hochmoore. Die älteren der nach der fünften Eis- zeit gebildeten norddeutschen Hochmoore enthalten sichere Spuren, daßihre Entwicklung einmal längere Zeit — in der Zeit des sog. Grenzhorizontes zwischen demälteren und dem jüngeren Sphagnetumtorfe — unterbrochen wurde. Es kann diese Unterbrechung wohl nur in meine dritte trockene Periode fallen. Fiele sie in die zweite oder schon in die erste trockene Periode, so müßten wir in dem auf dem Grenzhorizonte liegen- den jüngeren Sphagnetumtorfe deutliche Spuren der folgenden dritten oder zweiten und dritten trockenen Periode finden; denn diese Perioden waren sicher so trocken, daß sie die da- maligen Hochmoore stark beeinflußt haben. Dies ist aber nicht der Fall; es finden sich vielmehr im jüngeren Sphagnetum- torfe nur undeutliche Spuren trockener Zeiten, die wohl aus der vierten trockenen Periode und aus noch späteren, ganz un- bedeutenden trockenen Zeiten stammen. Da nun der unter dem Grenzhorizonte liegende ältere Sphagnetumtorf keine Spuren der vorausgehenden ersten und zweiten trockenen Periode enthält, so muß man annehmen, daß diese Perioden so trocken waren, daß ın ihnen der vorher — seit der fünften Eiszeit — gebildete Sphagnetumtorf — vielleicht mit ver- einzelten Ausnahmen, die sich nicht erkennen lassen oder noch nicht erkannt sind — zerstört wurde, daß also der ältere Sphagnetumtorf vollständig aus der Zeit nach der zweiten trockenen Periode stammt!). Auf das Vorhandensein mehrerer Perioden mit kühlem Sommerklima in der seit der fünften Eiszeit verflossenen Zeit läßt sich außer aus den Beobachtungen von OLBRICHT auch aus den Untersuchungen von Penck und BrÜckNnErR in den Alpen schließen, die ergeben haben, daß sich nach dem Ausgange der fünften Eiszeit, d. h. nach dem Rückzuge des von diesen Forschern Bühlvorstoß genannten Gletschervorstoßes, die Alpen- gletscher noch zweimal bedeutend über ihren heutigen Umfang 1) Daß die Baumstubbenschichten der skandinavischen Moore, wenigstens teilweise, für das Vorhandensein trockener Perioden in der seit der fünften Eiszeit verflossenen Zeit sprechen, scheint mir nicht sicher zu sein. Ich will hier darauf ebenso wie auf die skandinavischen Tuffablagerungen nicht weiter eingehen. 113 vergrößert haben. Penck und BRÜCKNER nehmen auf Grund von Beobachtungen an, daß sich vor dem Beginne des zweiten, unbedeutenderen von diesen Gletschervorstößen, des Daunvor- stoßes, die Gletscher unter ihren heutigen Umfang verkleinert hätten, leugnen aber, daß auch vor dem ersten Vorstoße, dem Gschnitzvorstoße, ein so weiter Rückzug der Gletscher statt- gefunden hätte. Sie haben aber keine stichhaltigen Gründe für letztere Behauptung beigebracht, und es liegt deshalb kein Hindernis für die Annahme vor, daß die Zeit des Gschnitz- vorstoßes, auf deren Höhepunkte die Schneegrenze in den Alpen 600—800 m tiefer als in der Gegenwart lag, mit meiner ersten kühlen Periode, die ein recht kühles Sommerklima gehabt haben muß, die Zeit des Daunvorstoßes mit meiner zweiten kühlen Periode identisch ist. Außerdem scheinen in den Alpen aber auch noch deutliche Spuren eines dritten, dem zweiten an Größe nachstehenden Gletschervorstoßes vorhanden zu sein, was Penck und Brückner allerdings, aber, wie mir scheint, eben- falls ohne stichhaltige Gründe leugnen. Die Spuren der un- bedeutenden vierten kühlen Periode können in den Alpen sehr wohl bis jetzt übersehen worden sein. Sonst scheinen Spuren, aus denen man bestimmt auf das Vorhandensein wenigstens einer kühlen Periode nach der fünften Eiszeit schließen kann, nur im Östseegebiete vorhanden zu sein. Bekanntlich wurde die Ostsee, nachdem sie in der fünften Eiszeit sowohl mit der Nordsee als auch mit dem Weißen Meere in offener Verbindung gestanden hatte, später durch Hebung der Gegend der Ver- bindungsstraßen in einen großen Binnensee verwandelt, der im Laufe der Zeit bis auf eine Anzahl größerer und kleinerer Seen austrocknete. Dann senkte sich das Ostseegebiet von neuem; der Binnensee, der sich wahrscheinlich wieder ungefähr bis zum Umfange der heutigen Ostsee vergrößert hatte, trat wieder mit dem Ozean in Verbindung, und die neu entstandene Ostsee — die sog. Litorinasee — überschritt gleichzeitig weit ihre heutigen Ufer. In dieser Zeit, in der sich auch die West- küste der skandinavischen Halbinsel bedeutend senkte, muß nicht nur in Skandinavien, sondern auch in Deutschland ein niederschlagsreiches, verhältnismäßig kühles Sommerklima ge- herrscht haben. Da die Yoldiasenkung — oder, falls es mehrere Senkungen dieser Art gibt, die letzte von ihnen — mit der fünften Eiszeit zeitlich zusammenfällt, so liegt die Annahme nahe, daß die Litorinasenkung mit einem der späteren Vorstöße der lsenelersalen zeitlich zusammenfällt, also in eine meiner, kühlen Perioden fällt. Und da sie de einzige Senkung Skandinaviens nach der — letzten — Yoldiasenkung zu sein Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. & 114 scheint!), so liegt es nahe, weiter anzunehmen, daß sie zeit- lich mit dem bedeutendsten dieser Vorstöße, dem Gschnitz- vorstoße, der während meiner ersten kühlen Periode stattfand, zusammenfällt. Offenbar ist dies auch wirklich der Fall. Und offenbar fällt die dem Maximum der Litorinasenkung direkt vorausgehende Zeit, in der in Skandinavien eine Anzahl Laub- bäume und Sträucher viel weiter als gegenwärtig nach Norden verbreitet waren?), oder wenigstens deren erster Teil?) bis zum Beginne der Senkung, in dem wohl hauptsächlich die weite Ausbreitung dieser Holzgewächse nach Norden stattfand, mit meiner ersten warmen Periode zusammen. Über das Klima der Zwischenzeit zwischen der fünften Eiszeit und dieser warmen Periode und ebenso über das der seit dem Beginne der Litorinahebung verflossenen Zeit läßt sich auf Grund der skandinavischen geognostischen Bildungen etwas Bestimmtes nicht sagen, doch weist wohl der Wechsel der Molluskenfauna der aus der Zeit nach dem Beginne der Litorinahebung stammenden südnorwegischen Strandterrassen darauf hin, daß das Klima Skandinaviens seit dem Beginne dieser Hebung mehrfache nicht unwesentliche Wandlungen durchgemacht hat. Das ist das Wenige, was sich auf Grund der Ergebnisse der Untersuchung der aus der seit dem Beginne der Entwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands verflossenen Zeit herstammenden geognostischen Bildungen Deutschlands und seiner Nachbarländer über das Klima Deutschlands während dieser Zeit aussagen läßt. Es widerspricht in keiner Weise den Annahmen, zu denen die Ergebnisse der Untersuchung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands geführt haben, und ergänzt sie nur unbedeutend. Ebensowenig wie diese Unter- suchungen ermöglicht es die Untersuchung der geognostischen Bildungen, bestimmte Werte für die einzelnen klimatischen Faktoren der verschiedenen Abschnitte des behandelten Zeit- raumes anzugeben. !) Wahrscheinlich werden aber weitere Untersuchungen noch spätere — unbedeutendere — Hebungen und Senkungen Skandinaviens kennen lehren. 2) Ein Teil der Reste dieser Holzgewächse ist aber wahrscheinlich älter und stammt aus der der ersten trockenen Periode vorausgehenden warmen Periode. 3) Dies ist wohl auch die Zeit, in der in den skandinavischen und deutschen Gebirgen die Baumgrenze viel höher als heute lag. er Rn 10. 12% 13. 14. 15. 16. IM. 18. 19. 20. 115 Literaturverzeichnis. Grundzüge einer Entwicklungsgeschichte der Pflanzenwelt Mittel- europas seit dem Ausgange der Tertiärzeit. Jena 1894. Entwicklungsgeschichte der phanerogamen Pflanzendecke des Saale- bezirkes. Halle 1898. Entwicklungsgeschichte der phanerogamen Pflanzendecke Mittel- europas nördlich der Alpen. Stuttgart 1899. Uber die Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke der skandinavischen Halbinsel und der benachbarten schwedischen und norwegischen Inseln. Abhandlungen d. Naturf. Gesellschaft zu Halle, Bd. 22, 1900. Die Verbreitung der halophilen Phanerogamen in Mitteleuropa nördlich der Alpen. Stuttgart 1901. Studien über die phanerogame Flora und Pflanzendecke des Saale- bezirks I. Halle 1902. Uber die Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Mitteldeutschlands I—IV. Berichte d. Deutschen Botanischen Gesellschaft, Bd. 20 und 24, 1902 und 1906. Die Verbreitung der halophilen Phanerogamen im Saalebezirke und ihre Bedeutung für die Beurteilung der Dauer des ununter- brochenen Bestehens der Mansfelder Seen. Zeitschrift f. Natur- wissenschaften, Bd. 74, 1902. Die halophilen Phanerogamen Mitteldeutschlands. Ebendaselbst, Bd. 75, 1903. Die Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke der Schwäbischen Alb. ENGLERs Botanisclie Jahrbücher Bd. 32, 1903. . Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke der Schweiz. Beihefte z. Botanischen Central- blatt, Bd. 17, 1904. Die Wandlungen des Klimas, der Flora, der Fauna und der Be- völkerung der Alpen und ihrer Umgebung vom Beginne der letzten Eiszeit bis zur jüngeren Steinzeit. Zeitschrift f. Naturwissenschaften, Bd. 77, 1904. Das Schicksal der Alpen-Vergletscherung nach dem Höhepunkte der letzten Eiszeit. Centralbl. f. Min. 1904. Uber BrıquErs xerothermische Periode I—III. Berichte d. Deut- schen Botanischen Gesellschaft, Bd. 22, 25 und 26a, 1904, 1907 und 1908. Uber die Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Schwedens. Ebendaselbst, Bd. 22, 1904. Über einige Probleme der Entwicklungsgeschichte der gegen- wärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Süddeutschlands. Beihefte z. Botanischen Centralblatt, Bd. 20, Abt. II, 1906. Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke der Oberrheinischen Tiefebene und ihrer Um- gebung. Stuttgart 1906. Studien über die phanerogame Flora und Pflanzendecke Deutsch- lands I. Zeitschrift f. Naturwissenschaften, Bd. 78, 1906. Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke des norddeutschen Tieflandes I und II. Berichte d. Deutsch. Botanischen Gesellschaft, Bd. 25, 1907. Uber die Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Skandinaviens. Ebendaselbst, Bd.26a, 1908. 8* 21. 22. 23. 24. 1i6 Die Entwicklungsgeschichte der rezenten Moore Norddeutschlands Zeitschrift f. Naturwissenschaften, Bd. 80, 1908. Die Entwicklung der Flora des mitteldeutschen Gebirgs- und Hügellandes. Ebendaselbst, Bd. 80, 1908. Die Verbreitung und Geschichte einiger phanerogamen Arten in Deutschland, haupts. in Mitteldeutschland, sowie der Verlauf der Entwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzen- decke Deutschlands im allgemeinen. Ebendaselbst, Bd. 81, 1909. Entwicklungsgeschichte der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Mitteleuropas (1910). Manuskript eingegangen am 20. Dezember 1909.] 117 4. Über die Bedeutung postglazialer Klima- veränderungen für die Siedlungsgeographie, Von Herrn ROBERT GRADMANN in Tübingen. Die Beziehungen zwischen den postglazialen Klimaverände- rungen und der Siedlungsgeographie werden durch die Pflanzen- geographie vermittelt. Ich nehme jedoch an, daß über den letzteren Gegenstand von anderer Seite eingehend berichtet wird, und will mich in dieser Hinsicht auf wenige Andeutungen be- schränken. Bekanntlich bietet die Pflanzenverbreitung im mittleren Europa zahlreiche Erscheinungen, die sich nicht anders als durch Einflüsse vergangener Klimaperioden erklären lassen. Dazu gehört namentlich das erratische Vorkommen von Ge- nossenschaften teils glazialen, teils östlichen und südlichen Charakters. Die Tragkraft derartiger Rückschlüsse schätze ich nicht hoch genug ein, um sie als selbständige Erkenntnisquelle für den Aufbau einer Geschichte der klimatischen Veränderungen seit der letzten Eiszeit anzuerkennen. Dazu gehen die Er- klärungsversuche im einzelnen noch viel zu weit auseinander, und selbst die Möglichkeit einer ganz andersartigen Erklärungs- weise darf keineswegs ohne weiteres von der Hand gewiesen werden. Gleichwohl dürften die Möglichkeiten einer Zurück- führung der heutigen Pflanzenverbreitung auf geologische Vor- gänge doch auch für die Geologie selbst nicht ganz ohne Be- deutung sein, aus dem allgemeinen Grund, weil jede Hypothese um so mehr den Charakter der Hypothese abstreift und sich der Theorie nähert, je mehr und je verschiedenartigere Er- scheinungen sie zu erklären vermag, und aus dem besonderen, weil tatsächlich die Pflanzengeographie wiederholt in der Lage war, Hypothesen aufzustellen, die nachträglich von der Geologie bestätigt worden sind. Besonders bemerkenswert sind in dieser Hinsicht die Schicksale, die die These einer postglazialen!) xerothermen Periode im Lauf der Zeit zu erfahren hatte. Eine solche !) Das Wort postglazial ist hier und im folgenden in Beziehung auf das Maximum der Würmeiszeit gebraucht. 118 wurde zuerst von pflanzengeographischer Seite gefordert, nämlich von AnToONn KERNER auf Grund der isolierten Vorkomm- nisse südlicher Pflanzen in den Ostalpen!). Bald darauf erschien FERDINAND VON RICHTHOFENS Theorie über die äolische Bildung des Löß und der Nachweis fossiler Steppentiere durch ALFRED NeuringG. Es lag zunächst außerordentlich nahe, die hiernach anzunehmende Phase eines steppenartigen Klimas mit der von KERNER geforderten warmen Periode gleichzusetzen. Seit jedoch Penck dem LößB und dessen fossilen Einschlüssen ein inter- glaziales Alter zugewiesen hatte, schien für die Annahme einer postglazialen xerothermen Periode jede geologische Stütze zu fehlen. Trotzdem haben die Pflanzengeographen fast einstimmig daran festgehalten, daß für sie mit einer interglazialen Steppen- periode nichts anzufangen sei, da ja deren Einwirkung auf die lebende Pflanzendecke durch die nachfolgende Würmeiszeit wieder aufgehoben werden mußte, daß vielmehr, um gewisse Phänomene der heutigen Pflanzenverbreitung zu erklären, not- wendig mindestens eine postglaziale trockenwarme Periode an- genommen werden müsse. Sie haben bekanntlich Recht be- halten. Das Vorkommen von postglazialem äolischen Löß wird von keiner Seite mehr bestritten; reiche Steppenfaunen, die dem Höhepunkt der Würmeiszeit erst nachgefolgt sind, wurden zusammen mit Artefakten des Magdalenien in zahlreichen Höhlen der Schwäbischen Alb von Schaffhausen bis zum Ries von NÜESCH u. a., in neuerer Zeit namentlich durch E. KokEn und R. R. Scumipr nachgewiesen?); die interstadialen Schwankungen im Alpengebiet haben wenigstens zum Teil ein wärmeres Klima als die Gegenwart aufzuweisen), und das gleiche gilt nach ÖLBRICHT®) im norddeutschen Tiefland für die der Achen- schwankung entsprechende baltische Schwankung, der sogar noch vier weitere Trockenzeiten nachgefolst sind’). 1) A. Kerser: Der Einfluß der Winde auf die Verbreitung der Samen im Hochgebirge. (Zeitschr. des Deutschen Alpenvereins 2, 1870/71, Saab s Aus der reichen Literatur erwähne ich hier vor allem die neueste Arbeit von E. Korzx: Diluvialstudien (N. Jahrb. f. Mineral. 1909, II, S. 37—89); dann R. R. Scnmmwr: Das Aurignacien in Deutsch- land (Mannus 1, 1909, S. 117) und Die neuen paläolithischen Kultur- stätten der Schwäb. Alb (Arch. f. Anthropol. N. F. 7, 1909, S. 62). 3) A. Prxckr u. E. Brückxer: Die Alpen in Eiszeitalter. 1909, S. 732. 4) K. Orsricnt: Über das Klima der Postwürmzeit (Zentralbl. f. Mineral. 1909, S. 599 ff.). 5) Ähnlich verhält es sich mit der Annahme eine postglazialen feuchtkalten Periode. Diese Hypothese wurde zuerst von Aucusr Scuurz und dann auch von mir vertreten, um gewisse pflanzengeo- Das Mit derartigen Klimaschwankungen hängen nun auch gewisse siedlungsgeographische Fragen eng zusammen. Verfolgt man die Siedlungsspuren der prähistorischen Bevölkerung (Wohn- stätten, Grabstätten, jedoch mit Ausschluß der Einzelfunde und der häufig nicht sicher datierbaren Schanzen, Ringwälle u. s. f.) nach ihrer geographischen Verbreitung im mittleren Europa, so findet man, daß sich die Siedlungen von der neolithischen Periode durch die Bronze-, Hallstatt- und La Tene-Zeit und größtenteils auch noch während der römischen Zeit auf ganz bestimmte Flächen zusammendrängen, während andere, ebenso große Flächen ganz oder nahezu freibleiben; von den letzteren wissen wir auch aus geschichtlichen Quellen, daß sie größtenteils erst während des Mittelalters gerodet und urbar gemacht worden sind. Dieser Gegensatz zwischen alt- und spätbesiedelten Ge- bieten wirkt in den Siedlungsverhältnissen heute noch recht fühl- bar nach; er tritt in der Verschiedenheit der Siedlungsformen, ihrer Größe und Verteilung und zum Teil selbst in der Be- völkerungsdichte zutage. Nun ist es sehr auffallend, daß bestimmte Pflanzen- genossenschaften von vorwiegend östlicher und südlicher Verbreitung genau die gleichen Flächen bevorzugen. Es sind licht- und meist auch trockenheitliebende Pflanzen, die sich an der Zusammensetzung der sogen. Trift- und Hügelformationen, graphische Erscheinungen erklären zu können (R. Grapuans, Pflanzen- leben der Schwäbischen Alb 1. 1898, bes. S. 313ff. — J. Eıcnter, R. Grapumann u. W. Meısen: Ergebnisse der pflanzengeographischen Durchforschung von Württemberg, Baden und Hohenzollern S. 113ff. 1906.) Daß nach dem Maximum der Würmeiszeit wiederholt bedeutende Kälterückschläge erfolgt sind, wurde dann bekanntlich durch Pexck u. Brückser geologisch nachgewiesen. Daß es sich hier mindestens zum Teil um feuchtkalie Klimaphasen handelt, wird nicht allein durch die Zusammenstellungen von Wırn. Görz (Historische Geographie. 1904. S. 4ff., S. 73, 119, 127, 196, 225, 284) wahrscheinlich gemacht; es folgt auch aus der neuesten Mitteilung von H. Brockmans-Jeroscn über eine fossile Waldflora aus der Zeit des Bühlvorstoßes bei Kaltbrunn (Kt. St. Gallen) in unmittelbarer Nähe des damaligen Gletschers. (Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesellschaft in Zürich 54, 1909.) Die Verallgemeinerung, daß demnach die Eiszeiten überhaupt in aller- erster Linie durch Erhöhung der Niederschläge hervorgerufen sein müßten, kann ich freilich nicht billigen. Denn der Satz, daß es unlogisch sei, die Eiszeit bald aus der einen, bald aus der andern Ursache ent- stehen zu lassen, ist nur so lange richtig, als nicht positive Gründe für eine derartige Annahme vorliegen. Gründe, die für den trocken- kalten Charakter der Würmeiszeit sprechen, sind aber m. E. durch Prsck u. Brückser hinreichend beigebracht worden. (Prsck: Die alpinen Eiszeitbildungen u. der prähistorische Mensch. Arch. f. An- thropol. 29, 1903, S.8. — Pexck u. Brückser: Die Alpen im Eis- zeitalter. 1909. S. 713ff.) ann auch pontische Hügel, Steppenheide, in Südbayern „Heiden“ ge- nannt, beteiligen. Diese Übereinstimmung trifft zu auf das Unter- wallis, das Inntal bei Innsbruck, das Oberrheintal von Chur und St. Gallen, das ganze nördliche Alpenvorland, die Schwäbische und Fränkische Alb, das Main- und Neckarbecken, das mittlere und nördliche Böhmen, das Königreich Sachsen!), Thüringen und auf weite Strecken des norddeutschen Tieflands, namentlich den Ostrand des Harzes, die Elbeniederungen bis Magdeburg abwärts, überhaupt die Niederungen der großen diluvialen Stromtäler. Eine Ausnahme macht dagegen Nordwestdeutsch- land; hier haben wir zwar altes Siedlungsgebiet, es fehlen aber die genannten Pflanzengenossenschaften; ähnlich in den Küsten- strichen der Ostsee?). Daß hier eine Gesetzmäßigkeit vorliegt, darüber kann vollends ein Zweifel nicht mehr bestehen, seit Anpr. M. Hansen?) dieselbe Übereinstimmung für Norwegen nachgewiesen hat. Wie hängt nun beides zusammen? Die Erwägung der ver- schiedenen Möglichkeiten führt zu dem Schluß, daß beiderlei Erscheinungen, die Verbreitung der älteren Siedlungen und die Verbreitung der fraglichen Pflanzengenossenschaften, nur von einem gemeinsamen dritten, in der Landesnatur liegenden Faktor abhängig sein können. Vergleicht man die Verbreitungsflächen unter sich und mit ihren Nachbargebieten, so ergibt sich, daß diese Flächen im allgemeinen ein relativ kontinentales Klima mit heißen Sommern und kalten Wintern, wenig Niederschlägen, geringer Luftfeuchtigkeit und Bewölkung und dabei vor- herrschend feinkörnige, kalkreiche Bodenarten aufweisen. Das sind Eigenschaften, die in den Kampfgebieten zwischen Wald und Steppe den Wald zurückdrängen und die Steppe begünstigen. Dürften wir nun annehmen, daß die fraglichen Flächen im Gegensatz zu den Nachbargebieten tatsächlich niemals ge- schlossenen Wald getragen haben, daß hier zu jeder Zeit offene, steppenartige oder doch parkartige Landschaften vorhanden waren, so wäre die Übereinstimmung zwischen der pflanzen- geographischen und der siedlungsgeographischen Erscheinungleicht !) Hier neuerdings von DRUDE nachgewiesen (Heimatschutz in Sachsen I. Drunpe: Die Entstehungsgeschichte des heimatlichen Land- schaftsbildes [1909], mit Karte). 2) Näheres über diese Beziehungen enthalten die Schriften: R. Granmann: Das Pflanzenleben der Schwäbischen Alb. 1898. I, S.331ff., 2. Aufl. 1900, I, S.355ff. — Ders.: Das mitteleuropäische Landschaftsbild nach seiner geschichtlichen Entwicklung (Geogr. Zeitschr. 7, 1901). — Ders.. Beziehungen zwischen Pflanzengeographie und Sied- lungsgeschichte (Ebd. 12, 1906). *) Anpr. M. Hansen: Landnäm ı Norge. 1904. S. 78ff. 121 verständlich. Die betreffenden Pflanzengenossenschaften sind tat- sächlich auf offene, sonnige Standorte angewiesen, in geschlossene Wälder können sie nicht eindringen; die Mehrzahl ihrer Glieder bewohnt auch die östlichen Steppen. Ähnliche Bedürfnisse pflegt auch die Bevölkerung auf niedriger Kulturstufe aufzuweisen; die Erkenntnis von der siedlungsfeindlichen Macht des Waldes, von der kulturfördernden Bedeutung der breiten Grenzgürtel zwischen Wald und Steppe ist gerade in den letzten Jahren mehr und mehr durchgedrungen!). Auch die für Nordwest- deutschland und die Ostseeküste festgestellte Ausnahme wäre dabei verständlich. Hier ist es die Meeresnähe, die jederzeit für Lücken im Waldwuchs, für leicht zu besiedelnde offene Strand- und Heideflächen gesorgt hat. Die Vorstellungvon ausgedehntennatürlichen Parklandschaften im mitteleuropäischen Binnenland ist aber bei einem Klima wie dem gegenwärtigen unmöglich; sie setzt ein etwas trockneres, dem Wald weniger günstiges Klima voraus. Sobald wir jedoch annehmen dürfen, daß ein solches trockneres Klima wenigstens noch zur Zeit der neolithischen Kultur in Mitteleuropa zeitweise geherrscht hat, dann können wir uns auch verständlich machen, warum die damalige Bevölkerung gerade diese zur Steppenbildung neigenden Landschaften für ihre Wohnsitze gewählt hat und daß auch die späteren Bevölkerungsschichten wohl imstande waren, die einmal besetzten offenen Kulturflächen gegen den wieder andringenden Wald dauernd zn behaupten. Eine derartige Annahme ist natürlich nur auf Grund po- sitiver geologischer Unterlagen zulässig. Diese werden geboten einmal durch die Verbreitung des Löß und der fossilen Reste von Steppentieren, die sich ebenfalls, wie aus den Zusammen- stellungen besonders von NEHRInG und Koken hervorgeht, im wesentlichen auf dieselben Landschaften beschränken. Man könnte sich dann vorstellen, daß die Zustände der Diluvial- steppe noch bis in die neolithische Zeit herein unmittelbar nachgeklungen haben?). Eine noch einfachere und m. E. über- !) Hier nur wenige Belege: V. Hrtx: Kulturpflanzen u. Haustiere. 6. Aufl. 1894. S. 4. — A. Netiring: Über Tundren und Steppen. 1890. — Fr. Rarzer: Anthropogeographie. 2. Aufl. 1899. I, >. 474f. — A. W. Bröoccer: Studier over Norges stenalder. I (Skrifter udg. af Vidensk.-Skelsk. i. Christiania 1906, S. 184). — WerTtsrein, Brasilien 1907, S. 33. — Hans Sıerren: Studien über West-Patagonien (Geogr. Zeitschr. 15, 1909, S. 566). = 3) Dies mein früherer Standpunkt (Geogr. Zeitschr. 7, 1901, S. 376). Ahnlich. Jons. Hoors: Waldbäume und Kulturpflanzen im germanischen Altertum. 1905. S. 103ff. u. anscheinend auch E. Koken: Diluvialstudien (N. Jahrb. f. Min. 1909, II, S. 87.). 122 zeugendere Lösung bietet sich aber durch die geologischen An- zeichen, die für ein erneutes Eintreten eines kontinentalen, trockenwarmen Klimas noch in späterer, mindestens in neolithischer Zeit sprechen. Dazu rechne ich außer den Beweisen, die von den skandinavischen Forschern beigebracht worden sind, be- sonders die von ©. A. WEBER und R. v. Fischer-Benzon in den norddeutschen Mooren nachgewiesene Grenztorfschicht, das zahlreiche Vorkommen des Wildpferds unter den neo- lithischen Kulturresten, die Vorkommnisse von postglazialem Löß, der noch jünger ist als das Daunstadium!), endlich die neuesten Forschungsergebnisse von K. ÖOLBRICHT, die bereits Erwähnung gefunden haben. Für deren Deutung im Sinne einer neolithischen Trocken- periode ist es vielleicht nicht ganz ohne Interesse, daß damit zugleich ein merkwürdiges geographisches Phänomen, die Über- einstimmung der älteren Siedlungsflächen mit der Verbreitung gewisser xerophiler Pflanzengenossenschaften, seine Aufklärung findet. | I) PEncK u. Brückner a.a. O., S. 637. Manuskript eingegangen am 18. Dezember 1909. | 123 5. Die Veränderungen des Klimas seit der letzten Eiszeit. Von Herrn Ernst H. L. Krause in Straßburg. Zu der Frage des nacheiszeitlichen Klimas habe ich mich zuletzt in der Botanischen Zeitung (1909, Heft S—9) geäußert. Unter dem Ende der letzten Eiszeit verstehe ich die Ab- schmelzperiode des „Mecklenburgischen“ (GEIkIE) Inlandeises und des Würmgletschers (Penck), den Beginn der Dryaszeit in den Östseeländern und die letzte Phase der Magdalenischen Kultur in Oberdeutschland. Im Vergleiche mit der Eiszeit muß diese Periode unbedingt erheblich wärmer oder erheblich ärmer an Niederschlägen gewesen sein; wahrscheinlich trafen beide Momente zusammen. H. BROCKMANN-JEROSCH veröffentlicht im 54. Jahrgang (1909) der Vierteljahrsschrift der Natur- forschenden Gesellschaft in Zürich Funde, aus denen ich schließe, daß am Nordfuße der Alpen bereits eine recht anspruchsvolle Flora eingewandert war, während strichweise noch große Eis- massen auf der nordschweizerischen Ebene lagen. Diese Er- scheinung weist auf eine verhältnismäßig schnelle Klimaänderung. (Vgl. ev. die heutigen Zustände in Alaska.) — Im Norden folgt dem Eise zwar zunächst überall eine arktisch-alpine Landflora, aber die zugleich auftretenden Wasserpflanzen der flachen Seen sind klimatisch anspruchsvollere Arten. Es muß also auch dort das Klima wärmer gewesen sein, als die Dryasflora vermuten ließ. Die Inkongruenz zwischen Land- und Wasserflora ist aus der Beschaffenheit des gänzlich unaufgeschlossenen Bodens zu erklären; allgemein sehen wir in einem gegebenen Klima auf schlechtem Boden Vegetationsverhältnisse, welche in schlechterem Klima auf besserem Boden sich wieder finden. — Die keihen- folge der postglazialen Landfloren wird im Norden bestimmt durch Dryas, Birke, Kiefer, Eiche, Buche bzw. Heidekraut. Nun ist nach Ausweis der Verbreitung in den Gebirgen die Buche Charakterpflanze eines kälteren Klimas als die Eiche. Und es entstand die Frage, ob in der Tat das klimatische Optimum für das postglaziale Mitteleuropa bereits eine ver- gangene Periode bildet, oder ob andere Faktoren die pflanzen- geographischen Erscheinungen . hervorbrachten, welche einer Klimaverschlechterung zu entsprechen scheinen. — Eine Wechsel- lagerung von Wald- und Moorschichten, welche einen wieder- holten Wechsel feuchterer und trocknerer Zeiten widerspiegeln soll, habe ich nie wahrnehmen können, und ich schließe mich in dieser Frage den Ausfübrungen, welche Jens HoLımor!) für Norwegen geliefert hat, auch für Deutschland an. — In weiter Verbreitung sind pleistocäne Reste einer Fauna nachgewiesen, die nur auf sommerdürren Feldern leben konnte. Die Fest- stellung der Schichtenfolge im Alpenvorlande durch Nürsch u. a. beweist, daß diese Fauna der älteren Hälfte des Post- glazials angehört. Die anfänglich an Nenrings Funde geknüpfte Meinung, daß die Trockenheit der Arctomys-Alactaga-Zeit von bedeutender Wärnfe begleitet gewesen sein müsse, ist noch von NEHRING selbst aufgegeben. Die klimatischen Ansprüche jener Fauna entsprechen etwa Barnaul und der Umgebung des Altai bzw. den subalpinen Höhen des Ararat. — Damals, als eine nicht nur trockne, sondern auch heiße Zeit durch die Tierfunde nachgewiesen zu sein schien, waren gerade an einer ganzen Anzahl von nord- und mitteleuropäischen Plätzen Pflanzen- genossenschaften festgestellt, welche an einzelnen, infolge be- sonderer Gestaltung oder Zusammensetzung des Bodens im Sommer stärker erwärmten Stellen gleichsam als Kolonien südlicherer Floren erschienen. Lorw?) hatte gerade versucht, die Einwanderung dieser Pflanzengemeinschaften unter dem Einflusse der wechselnden Stromläufe zu erklären, als die „Steppentheorie* eine bequemere Lösung des Problems zu bieten schien. Wenngleich nun die Verhältnisse sich so geändert haben, daß die Tierfunde zur Annahme einer trockenheißen Periode nicht mehr zwingen, so sind doch infolge des Arbeitens mit jener Theorie eine Menge pflanzengeographischer Tatsachen bekannt geworden, die sich durch sie gut erklären ließen, und für die andere Erklärungen teils noch nicht gegeben, teils noch nicht anerkannt sind. Und nicht wenige Botaniker vertreten die Ansicht, daß jetzt aus pflanzengeographischen Tatsachen selbständig eine trockenheiße Periode im Postglazial nachgewiesen werden könnte. Ich habe demnach hier zu zwei Fragen Stellung zu nehmen. Erstens, ob sich aus florengeschichtlichen und pflanzen- geographischen Tatsachen nachweisen läßt, daß der 5 !) Planterester i Norske torvmyrer 1903. — Vgl. Globus, Bd. 85, 7724: : 2) Linnaea 42, S. 511ff, 1878—1879. zn Gegenwart eine Periode wärmeren Klimas voraus- gegangen ist und zweitens, ob pflanzengeschichtliche und floristische Tatsachen vorliegen, aus welchen man auf eine trockenheiße (xerotherme) Periode im Post- glazial schließen kann oder muß. [Um nicht mißverstanden zu werden, wiederhole ich, daß die Exiztenz einer Trockenzeit mit subglazialem (subarktisch-subalpinem) Klima zwischen der letzten Eiszeit und der Bewaldung Mitteleuropas für mich außer Frage steht. Ich halte dafür, daß während der Eiszeit selbst ausgedehnte Lemmingfelder in Süd- und Mitteldeutschland den paläolithischen Menschen als sommerliche Jagdgründe dienten, und daß überall da, wo im frühen Postglazial der Boden die Waldbildung aufhielt, Hamster, Ziesel usw. sich ansiedelten und sich hielten, bis der Wald ihre Felder überwuchs. Vgl. Globus, Bd. 65 (1894), Nr. 1 und Götting. Gelehrt. Anzeigen 1906, Nr. 12.] I. 1. Zu einer Zeit, die in der Geologie schon als gegen- wärtig, in der Anthropologie als jung-prähistorisch zu be- zeichnen ist, wird in einem Teile der Ostseeländer die vorher den Hauptwaldbestand bildende Eiche durch die klimatisch viel anspruchslosere Buche zurückgedrängt. Das ließe mit Wahrscheinlichkeit auf eine Abkühlung schließen, wenn die Buche schon früher vorhanden und nur weniger häufig gewesen wäre. Aber sie wanderte damals erst ein. Wäre diese Ein- wanderung nur vom Klima abhängig, dann hätte sie viel früher, fast gleichzeitig mit der der Kiefer erfolgen müssen. Andere als klimatische Einflüsse müssen sie aufgehalten haben. Das anfängliche Fehlen der Buche und mancher anderer boreal- montaner Hölzer ließ die ins deutsche Küstenland kommende Eiche frei von einer starken Konkurrenz; sie hatte sich damals gleichsam öreo aicav in der Nähe ihrer klimatischen Grenze zur Herrscherin des Waldes gemacht, bis die härtere Buche nachgerückt kam. 2. Das Nadelholz, namentlich die Kiefer, welche seit dem Ende der Ancylus-Zeit durch die Eiche stark zurückgedrängt war, hat jetzt wieder in Norddeutschland die Oberhand. Diese Wandiung beginnt ungefähr ums Jahr 1400 unserer Zeitrechnung, geht anfangs langsam, seit der Mitte des 18. Jahrhunderts viel schneller und dauert noch fort. Die Ursache liegt in ver- änderter Holz- und Waldwirtschaft des Menschen, die in diesem Falle vom Klima unabhängig ist. Dasselbe gilt von dem Ver- schwinden des Weinbaus aus der norddeutschen Ebene — das bh dortige Gewächs war immer schauderhaft und verschwand, sobald der Import trinkbaren Stoffes gesichert schien). 3. Die Wassernuß ist in jüngster geologischer Vergangen- heit in einem großen Teile von Mitteleuropa ausgestorben. Sie ist ein einjähriges Gewächs und wie alle solche unfähig, er- heblich lange Zeit an demselben Standorte auszuhalten. Neue Standorte kann sie nur besiedeln, wenn ihre großen schweren Früchte in ein anderes Gewässer gelangen. In früherer post- glazialer Zeit muß das recht oft vorgekommen sein, sonst hätte die Art gar nicht im ehemaligen Vereisungsgebiete sich aus- breiten können. Aber wir wissen nicht, auf welche Weise die Nüsse damals verbreitet wurden, und wir wissen nicht, auf welche Weise sie heute verbreitet werden könnten, es sei denn durch menschliche Aussaat. Vielleicht hat die Ausrottung irgend eines Tieres die Pflanze ihres natürlichen Wanderungsmittels beraubt, so daß sie auf den Aussterbeetat kommen mußte?). 4. Najas marina hat sich in Südskandinavien aus dem Süßwasser ins Salzwasser zurückgezogen. Ebendieselbe Wasser- pflanze ist im Elsaß seit 1870 sehr viel seltener geworden, was wahrscheinlich mit der gleichzeitigen Einwanderung der Wasserpest (Elodea) zusammenhängt. Es ist sehr wohl möglich, daß Najas im schwedischen Postglazial nicht durch Klima- änderung, sondern durch nachwandernde konkurrierende Arten selten gemacht worden ist. 5. Die Hasel findet sich nach GUNNAR ANDERSSONs Unter- suchungen in Schweden jungfossil unter Verhältnissen, die zur- zeit keine andere Deutung gestatten als die, daß die mittlere Jahrestemperatur etwa seit dem Ende der Ancylus-Zeit um mehr als 2°C gesunken sei. Der Unterschied entspräche etwa dem von Brest und Stuttgart oder Stuttgart und Warschau oder dem von Lyon und Cassel. In Deutschland ist meines Wissens nichts festgestellt, was zur Annahme einer homologen Abkühlung berechtigen würde. Und es ist fraglich, wie. groß das von diesem Temperaturabfall betroffene Gebiet sei; vielleicht haben ozeanische Stromablenkungen und kontinentale Niveauver- schiebungen in Skandinavien allein abkühlend gewirkt. ) Vgl. meine Aufsätze im Globus Bd. 61 (1892), Nr. 6 und 7, Bd. 63 (1893), Nr- 12, Bd. 64 (1893), Nr. 9 und Bd. 67 (1895), Nr. 5 sowie in der Naturwissenschaftlichen Wochenschrift, Jahrg. 6 (1891), Nr. 49 und Jahrg. 7 (1892), Nr. 52. 2) Vgl. Globus, Bd. 79 (1901), Nr. 18. 120: 1. Wo in Deutschland besondere örtliche Verhältnisse auf beschränktem Raume das Wachstum solcher Pflanzenarten ge- statten, denen es im allgemeinen bei uns zu kalt sein würde, da finden sich manchmal nicht nur einzelne Arten, sondern ganze Vegetationsformationen, deren nächste Standorte weit entfernt liegen. Diese Verhältnisse nötigen nicht zu der An- nahme, daß einstmals ein wärmeres Klima die Einwanderung dieser Genossenschaften ermöglicht habe. Denn Pflanzen können über weite für sie unbewohnbare Zwischenräume hinweg die ihnen passenden Standorte erreichen. Auch die abgelegensten Inseln, die einsamsten Oasen haben Vegetation; geologisch junge hohe Berge, namentlich Vulkane, zeigen in ihrer subalpinen und alpinen Flora meist mehr Übereinstimmung mit weit ent- fernten Hochgebirgen als mit benachbartem Tieflande; — ehe sich Arten aus der Umgebung dem Höhenklima anpassen können, wandern schon angepaßte über weite Strecken zu!). Wenn man die Wahrnehmungen einzelner Pflanzengeographen, aus denen eine xerotherme Periode erschlossen wird, zusammen- stellt, merkt man alsbald, daß diese Theorien sich nicht auf eine Zeit vereinigen lassen. BRIQUETS xerothermische Periode der wälschen Schweiz fällt ins Magdalenien, die früheste Post- glazialzeit. WEBERS nordwestdeutscher Grenztorf bildete sich in frühgeschichtlicher Zeit?).. Poronızts Aufsatz im Jahrbuch der K. preußischen Geologischen Landesanstalt für 1908 (XXIX, II, 2, S. 398 ff.) weist außerdem nach, daß die Grenz- torfbildung weniger allgemeinen Charakter hat und eher durch lokale Ursachen bedingt ist. GUNNAR ANDERSSONS an der Hasel nachgewiesene Zeit der größten Wärme in Schweden fällt — auf deutsche Breiten übertragen — nach meiner Rechnung ins ältere Neolithicum, viel später als BRIQUETS xerotherme Periode, aber ein gut Teil früher als WEBERs Grenz- torf. Zudem gilt jene Haselzeit nur als warm, nicht auch als dürr. Als eine Zeit großer Trockenheit im nordischen Post- glazial ist von G. Anversson®) jüngst die Übergangszeit von der Dryas- zur Birkenperiode mit guten Gründen angesprochen, was mit meinen, hauptsächlich auf Nürschs Funde gegründeten Anschauungen über deutsche Verhältnisse übereinstimmt. Diese ') Vgl. Botanische Zeitung 1909, S. 152 f. 2) Vgl. meine Kritik in den Beiheften zum Botanischen Central- blatt, Bd. 7, S. 474 sowie Botanische Zeitung 1909, S. 154. 3) Sveriges Geolog. Undersöknings Arsbok 3, 1909, Nr. 1, S. 54. 128 Zeit ist dieselbe, in welche Br:ıQuErs xerotherme Periode fällt; sie war auch im Vergleich mit der voraufgegangenen recht warm, anscheinend sogar wärmer als die nächstfolgende, aber doch subglazial, mit Temperaturen, die in Süddeutschland vielleicht die der jetzigen südsibirischen oder altaischen Steppen erreichten. Die warme Zeit der Eichenwaldbildung (auch die der größten Ausbreitung der Hasel in Schweden) fällt viel später — in die Ancylus-Periorde — und von dieser ist es wieder mindestens fraglich, ob sie trockner gewesen sei als die Gegenwart. Schluß. Für Deutschland fällt das Ende der letzten Eis- zeit zusammen mit einer schnellen Wärmezunahme und Trockenheit. Bevor aber eine der gegenwärtigen ähnliche Wärme erreicht ist, hat das Klima aufgehört, trocken zu sein. Eine vorübergehende Erwärmung über das Maß der Gegenwart hinaus ist nicht nach- gewiesen. Alle pflanzengeschichtlichen und pflanzen- geographischen Tatsachen lassen sich erklären, wenn man für das ältere Postglazialein kühles und trocknes, für das jüngere ein dem heutigen gleichendes Klima annimmt. — Wenn jedoch vorausgesetzt wird, daß auf das kühle trockne Klima zunächst ein warmes trocknes und dann erst ein warmes feuchtes gefolgt sei, so läßt sich diese Ver- mutung natürlich nicht widerlegen, aber ebensowenig läßt sie sich beweisen. Die in Skandinavien unbestrittene Wahrnehmung, daß im jüngeren Postglazial (Ancylus-Zeit) die Jahrestemperatur eine Zeitlang 2° höher gewesen sei als die gegenwärtige, läßt sich auf Deutschland nur ganz vermutungsweise übertragen, ohne durch eine hier beobachtete Tatsache gestützt zu sein. Manuskript eingegangen am 18. Dezember 1909.) 129 6. Einteilung und Bau der Moore. Von Herrn E. RAMANnn in München. Die Einteilung der Moore ist in den letzen Jahren ein Gegenstand vielfacher Verhandlungen gewesen. Über Flach- und Hochmoor herrschte Einigkeit, nicht aber über die schein- baren Übergänge zwischen beiden, die als Übergangsmoore, Mischmoore, Zwischenmoore un kersallälen werden. Die nella der geologischen Landesanstalten und die umfangreichen Arbeiten der Moorkulturanstalten haben so viel neues Material gebracht, daß es erwünscht ist, den neuen Erwerb an Tatsachen für die Einteilung der Moore zu verwerten, Die Unterschiede in der chemischen Zusammensetzung der Torfarten haben sich nicht so allgemeingiltig erwiesen, als man nach früheren Erfahrungen annehmen konnte. Es sind relativ mineralstoffreiche Hochmoortorfe und mineralstoffarme Flachmoortorfe analysiert worden. Es ist daher notwendig für die Einteilung der Moore die Biologie der torfbildenden Pflanzen heranzuzieben, und es soll versucht werden, zu zeigen, daß auf dieser Grundlage eine befriedigende apart der Moore möglich ist. Hiernach teilen sich die Moore in drei grundsätzlich von- einander zu trennende Abteilungen der none moore, Waldmoore (Trockentorf) und der Hochmoore. Die Bezeichnung „Verlandungsbestände* für torfbildende Pflanzengenossenschaften ist für alle Pflanzenvereine anzuwenden, die durch ihre Ablagerungen stehende oder langsam fließende Gewässer ausfüllen. Alle Moore, deren Torf aus Verlandungsbeständen ee gegangen ist, ilter eine besondere Moorform. Eine solche wäre je nach ven Pflanzenart oder zweckmäßiger nach den Pflanzen- vereinen, die torfbildend auftreten, in ihrer. Benennung aa: zu er Die Schlammbildungen des Planktons und der flutenden Wasserpflanzen sollen, weil hinlänglich bekannt, nicht in diese Erörterung einbezogen werden. Von den echten torfbildenden Pflanzengenossenschaften sind zu besprechen: Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. I 130 Schilfgenossenschaft (Arundinetum, Phragmitetum); es sind bestandbildende Arten, deren Wurzeln unter Wasser wachsen, während die vegetativen Teile sich frei über das Wasser er- heben. Zwischen den Einzelpflanzen bleibt freies Wasser. Das gemeine Schilf hat dieser Formation als ihr häufigster Vertreter den Namen gegeben; es sind aber auch die oft selbständig vorkommenden Bestände von Scirpus-lacustris und seinen Verwandten, Zquisetum palustre, Oladium mariscus biologisch hierher zu rechnen. Für die Kartierung, soweit sie überhaupt die herrschenden torfbildenden Bestände berück- sichtigen will, wären diese Pflanzenvereine einheitlich zu be- handeln und höchstens als Unterabteilungen einer biologischen, torfbildenden Gruppe zu betrachten. Genossenschaft der Seggen oder besser der Cyperaceen. Die Pflanzen dieser Genossenschaft wachsen in geschlossenen Beständen oder doch in größeren Bülten, so daß zwischen den Einzelpflanzen Raum für freies Wasser nicht ver- bleibt. Den hochwüchsigen Carex-Arten entspricht das Magnocaricetum, den niedrigwüchsigen das Parvocarıicetum Beide können nur als Unterabteilungen des Oyperacetums betrachtet werden, eine Bezeichnung, welche schon deshalb vor- zuziehen ist, als zahlreiche Gattungen der Cyperaceen wichtige Glieder dieser Formation sind. Dieser Formation kann man jene Üyperaceen zuzählen, welche mehr oder weniger reichlich auch auf Hochmoor auf- treten, z. B. Rhynchospora alba, Eriophorum-Arten, die im Hoch- moor zumeist nasse Stellen bevorzugen und hier bis zu einem gewissen Grade verlandend wirken. Die bisher besprochenen Pflanzenvereine bilden eine Reihe mit abnehmendem Nährstoffbedürfnis. Im allgemeinen steigt die Anforderung dieser Pflanzen mit der Masse der erzeugten organischen Substanz; daneben macht sich aber noch die An- passung an verschiedene Lebensbedingungen (Phragmites ent- wickelt sich noch dürftig auf Hochmoor und geht anderseits bis in brackisches Wasser) sowie die Widerstandsfähigkeit gegen reichlich gebotene Mineralstoffe geltend, so daß man zwischen einer Hartwasser- und einer Weichwasservegetation unterscheiden kann. Zu der ersten gehören alle hochwüchsigen Pflanzen der Verlandungsbestände, zu der letzteren bereits verschiedene Bewohner des Parvocaricetums. Unter den Moosen gehören namentlich Aypnum fluitans, giganteumund trifarium zur ersten, Hypnum scorpioides, sarmeniosum, Dieranum Bojeani und Bergeri, Aula comnium palustre usw. zur zweiten Abteilung. Jene Moose schließen sich teils schwimmend 151 denschlammbildenden Beständen an, teils sind sie Zwischenwohner des Arundinetum; diese bilden eine selbständige Form der Verlandungsbestände; auf die man besser allein die Bezeichnung Hypnetum beschränkt. Hypnetum. Die Formation desselben setzt sich aus Moos- arten zusammen, die zunächst auf stehenden Gewässern eine dünne schwimmende Decke bilden. Hierdurch wird die Zirkulation des Wassers durch vertikale Strömungen vermindert, und die atmosphärischen Niederschläge sammeln sich in Schichten auf dem Wasser des Sees an!). In kälteren Gebieten mit schwacher chemischer Verwitterung ist auch vielfach der Salz- gehalt des Wassers an sich so gering, daß die Pflanzen des Hypnetum unmittelbar Gedeihen finden. Zu dessen Bewohnern gehören auch bestimmte Sphagnum-Arten, namentlich die sub- secundum-Gruppe. Pausn,?) hat nachgewiesen, daß die Arten der Gattung Sphagnum gegen Salze sehr verschieden empfindlich sind. Während einige Arten sofort absterben wenn auch nur die schwächste alkalische Reaktion auftritt, und auch sonst bestimmte Stoffe, z. B. Phosphate (wahrscheinlich auch Kalisalze) auf sie giftig wirken, sind andere Sphagneenen viel widerstandsfähiger. Diese Sphagneen sind vielfach Bewohner des Hypnetum und gehören dann mit den übrigen Moosen zu den echten Ver- landungsbeständen. Es kann zweifelhaft sein, ob man Moore mit viel allochthonen Bestandteilen, die oft wesentlichen Anteil an der Torfbildung nehmen, abtrennen soll; es sind dies jedoch sogut wie aus- schließlich kleine, von Wald umgebene Moore (die Waldmoore STEENSTRUPS), die hierher gehören, so daß man berechtigt ist, sie den Verlandungsmooren zuzuzählen und nach ihrer herrschen- den Vegetation zu bezeichnen. | Ebenso sind dieHangmoore und Quellmoore den Verlandungs- mooren und, sofern mit Sphagneen bewachsen, den Hochmooren zuzuzählen. Es sind demnach die Verlandungsmoore (Flachmoore, Riede) in drei bei der Kartierung eventuell zu unterscheidende Gruppen zu teilen: Arundineten, Cyperaceten, und Hypneten. Nach Abschluß der Verlandung ist die frühere Wasser- fläche festes Land geworden und bietet die Bedingungen für ine andersartige Vegetation, welche jetzt günstigeres Gedeihen ) Vgl.Ramann. N.Jahrb.f. Miner., Geol.usw., Beilageband X. (1886). 2) Mitt. bayr. Moorkulturanstalt. 2. 9* 132 findet als die früher herrschenden Gewächse. Es sind dies Gramineen und Baumarten. Die Torfzerstörer. Die Gramineen, die auf den Tort- böden zunächst auftreten, sind fast alle mit sehr zahlreichen Wurzeln ausgerüstet, die entweder lang, fadenförmig sind (Typus der Molinea coerulea) oder ein dichtes Geflecht von Faserwurzeln bilden (Typus der Deschampsia (Aira) flexuosa). Der Torf wird von den Wurzeln durchwachsen undhier- durchin seinem Zusammenhanggelockertundendlich, zugleich unter Mithilfe der vorhandenen Tierwelt, in eine gleichmäßig zerteilte. Masse (Modererde) übergeführt. Häufig auftretende echte Torf- zerstörer sind: Molinea coerulea; Aira fleruosa; Arten von Festuca; Nardus stricta. Die Torfzerstörer fallen nicht in den Bereich der Kartierung; die unterlagernden Böden sind nach der Art des Torfes oder, sofern er schon völlig zerkleinert ist, als Moorerde einzutragen. Die Baumarten, welche die verlandeten Moore besetzen sind nach Klima und Torf verschieden; ihr Verhalten unter- scheidet sich auf Humusboden nicht wesentlich von dem aut Mineralboden, und fallen die Veränderungen des Bodens unter Wald zusammen mit der Torfbildung aut trockenem Boden. Die Torfbildung auf dem Trockenen. Die Ablagerungen des Trockentorfes, besser Waldtorf, sind wiederholt beschrieben. Baumreste aller Art, namentlich Blätter und Nadeln, Zweige, Fruchtschuppen, Wurzeln, unter- mischt mit Resten der Bodenvegetation, bilden Torfschichten von wechselnder Mächtigkeit. Je nach Baumart und nach den torfbildenden Pflanzen, sind die Eigenschaften des Torfes ver- schieden, so daß man Buchen-, Fichten-, Birken-, Erlen- usw. Torf unterscheiden kann. Solange man die Vorgänge der Zersetzung abgestorbener organischer Reste nur auf chemische Vorgänge zurückführte, befremdete die Torfbildung auf trockenem Mineralboden. Legt man jedoch die biologische Betrachtung zugrunde, so ver- laufen Verwesung und Fäulnis gleichzeitig nebeneinander, und die Bildung des Trockentorfes erklärt sich in einfacher Weise!). Nasse, baumbestandene Gelände hat man als Brücher bezeichnet. Am ehesten läßt sich dies für die Erlenbrüchen !) Die ausführliche Begründung dieser Sätze würde hier zu weit führen; sie findet sich in .der demnächst erscheinenden 3. Auflage meiner „Bodenkunde“. Kr 133 rechtfertigen; da jedoch die Erle wohl ins Wasser geht, aber ihren normalen Standort doch auf festem Boden hat, so liegt keine Notwendigkeit vor, die Ablagerungen der nassen und trockenen Wälder zu trennen. Der Trockentorf ist eine selbständige Torfform und ist (sofern die Schichten mächtig genug sind) auch bei der Kar- tierung von anderen Torfarten abzutrennen. Zerstörer des Trockentorfes sind namentlich Deschampsia (Aira) flevuosa und andere Gräser; unter ihrer Einwirkung gehen die schwächeren Torfablagerungen bald in Modererde über oder verfallen mehr oder weniger vollständig der Ver- wesung. -Die Hochmoore. Als Hochmoor bezeichnet man die Ablagerungen der Reste von Moosen, namentlich Sphagneen und ihnen biologisch nahe- stehenden Arten. Die anderen Pflanzen der Hochmoore sind von geringer Bedeutung, und ihr biologisches Verhalten ist noch zu wenig bekannt, um sie zu berücksichtigen. Neben den Torfmoosen sind als Torfbildner der Hochmoore zu nennen: Scheuchzeria, palustris, Eriophorum vaginatum, Seirpus caespitosus. Die Torfmoose bilden eine Gruppe von Pflanzen, die bio- logisch von anderen Pflanzenvereinen durch die Unabhängigkeit ihrer Lebensbedingungen von anderen als klimatischen Ein- flüssen abweicht. Die schwammige Beschaffenheit ihres Baues und besondere anatomische Eigentümlichkeiten befähigen die Sphagneen, Wasser zu speichern. Demselben Zweck dient auch der bültige Wuchs in trockenen Lagen!). Hierdurch machen sich die Sphagneen bis zu einem gewissen Grade unabhängig vom örtlichen Wasser- gehalt. Der Bedarf der Torfmoose an mineralischen Nährstoffen ist gering, zu seiner Befriedigung genügt die überall vorhandene äolische Zufuhr; der Stickstoffbedarf wird wahrscheinlich über- wiegend durch direkte Absorption von Ammon aus der Luft gedeckt, zum Teil auch aus den Stickstoffverbindungen der Atmosphärischen Niederschläge. !) Die Torfmoose bilden zwei Arten von Bülten (C. WEBER: Torfmoor von Augstumal, S. 22 u. 39). Die lockeren Bülten der nassen Hochmoore sind Folge von örtlich günstigen Wuchsbedingungen, zumal im Schutze von Heidesträuchern usw. Die festen Bülten der trockenen Lagen mit dicht zusammengedrängten Köpfen der einzelnen Moostriebe sind eine Form des Trockenschutzes und bestimmt, die ‘ Wasserkapazität zu steigern sowie die Verdunstuug herabzusetzen. 134 Durch die Fähigkeit, Wasser zu speichern und von den Mineralstoffen des Untergrundes unabhängig zu sein, charakteri- sieren sich die Torfmoore als eine eigenartige Pflanzenformation, die mit keiner anderen gleichgestellt werden kann, und deren Ablagerungen, als unter abweichenden Bedingungen entstanden, auch von allen anderen Humusformen abzutrennen sind. Bisher nicht genügend bekannt ist die Biologie der anderen Bewohner des Hochmoores. Das Wollgras, Eriophorum vaginatum, findet sich auch in Verlandungsbeständen und kennzeichnet sich durch zahl- reiche und dichte Wurzeln als abhängig von der Ernährung aus dem Untergrunde. Wollgras wächst vereinzelt zwischen den Torfmoosen, im geschlossenen Bestande besiedelt es die nassen Stellen der Hochmoore. Es ist wahrscheinlich als ein Vertreter der Verlandungsbestände sehr nährstoffarmer Ge- wässer zu betrachten. Scheuchzeria palustris kenne ich in ihrem Auftreten nicht hinreichend, um eine bestimmte Meinung zu äußern. Sie scheint aber noch mehr als Wollgras ein Vertreter der Verlandungs- bestände zu sein. Seirpus caespitosus zeigt sehr verschiedenes Verhalten, und ist es zweifelhaft, ob diese Pflanze als Vertreter der Ver- landungsbestände oder als Torfzerstörer zu deuten ist. Das Vorkommen im Parvocaricetum schließt Seirpus caespitosus den Torfbildnern der Verlandungsbestände an, das Auftreten auf Hochmoortorf spricht dagegen eher dafür, in dieser Binse einen Torfzerstörer zu sehen. Nach AaAnestanp), den ich als sehr zuverlässiger Beobachter kennen lernte, tritt im Küsten- gebiete Norwegens Scirpus caespitosus überall im Hochmoor auf und verdrängt die Sphagneen, wenn die Schneebedeckung unge- nügend wird. Die Sphagneen sind empfindlich gegen Freilage im Winter, sie leiden, wie der Norweger sagt, unter „isbrand“, der Wirkung der Sonnbestrahlung bei niederer Temperatur. Dies ist wohl die wichtigste Ursache, weshalb die Sphagneen sowohl im Hochgebirge wie im Norden nur wenig über die Wald- oder Buschwaldgrenze hinausgehen. Das Verhalten der drei wichtigsten phanerogamen Begleit- pflanzen der Torfmoose läßt eine endgültige Entscheidung noch nicht zu; treten sie geschlossen im oder auf dem Hochmoor auf, so sind sie als Unterabteilungen der Hochmoore zu be- handeln. | I) Skogsgraensens Synkning. Tidsskr. for Skogbrug (Norwg.) 1905, S. 77. | Geologische Kartierung der Humusablagerungen. Die geologische Kartierung der humushaltigen oder humosen Ablagerungen hat demnach folgende biologische Gruppen zu be- rücksichtigen. Die selbständige Ausscheidung der Unter- abteilungen wird man von ihrer Verbreitung und Wichtigkeit und endlich von den Zielen der Aufnahme abhängig machen: 1. Schlammablagerungen, 2. Verlandungsmoore mit den Untergruppen: Torf, hervorgegangen aus: a) Phragmitetum, b) Cyperacetum (Caricetum), c) Hypnetum, Modererden, . Waldtorf, einschließlich der Brücher, . Hochmoortorf. Es ist nicht zu verkennen, daß die vorgeschlagene Ein- teilung der Moore sich wieder den Anschauungen von LESQUEREUX nähert. Der wesentlichste Unterschied gegenüber der herrschenden Einteilung ist im Wegfall der Zwischenmoore zu sehen, für die bei der schärferen Trennung von Verlandungsmooren und Hochmooren kein Platz mehr bleibt. Bisher sind als Zwischen- moore zumeist Hypneten, dann Teile des Parvocaricetum und Humusböden mit torfzerstörenden Pflanzen bezeichnet worden. Beginnende Hochmoorbildungen sind nach den allgemeinen Grundsätzen zu behandeln. Istihre Mächtigkeit zu gering, um eingetragen zu werden, so fallen sie aus; ist die Mächtigkeit ausreichend, so ist Hochmoor auf Verlandungsmoor oder auf Waldtorf einzutragen. H> 09 Manuskript eingegangen 10. Januar 1910.) 136 7. Beziehungen zwischen Klima und dem Aufbau der Moore. Von Herrn E. RaMAnN in München. Die Beziehungen zwischen Klima und Verbreitung der Moore sind schon von den ersten Moorforschern erkannt worden. Für alle biologischen Fragen, insbesondere für die Pflanzenwelt, sind Temperatur, Höhe und zeitliche Verteilung der Niederschläge, Verdunstung die drei wichtigsten Faktoren. Es ist bedauerlich, daß die meteorologischen Zusammenstellungen für die wichtige Bestimmung der Verdunstung versagen, und daß selbst so einfache Aufstellungen wie Sättigungsdefizit oder die noch aufnehmbaren Gramm Wasser für ein Kubikmeter Luft nicht veröffentlicht werden. Im allgemeinen wird man sich den Ausführungen ©. WEBERS anschließen können und das Wachstum der großen Hochmoore als eine Funktion des Klimas anzusprechen haben!). Dagegen ist bisher nicht untersucht, in welchem Umfange durch die moorbildenden Pflanzen und de Eigenschaften ihrer Ablagerungen Änderungen der Hochmoor-Flora hervorgerufen werden können. An das Vorkommen von Baumresten in Hochmooren ver- schiedener Gegenden und an die Grenztorfschicht in den nord- deutschen Hochmooren knüpfen sich umfangreiche Erörterungen über anzunehmende Klimawechsel. Die Torfhügel der nordeuropäischen Tundra. Die Hügeltundra, die an der Nordgrenze Europas breiten Raum einnimmt, bietet dem Auge das Bild einer Reihe von Torfhügeln oder besser Torfwällen, die annähernd gleiche Höhe erreichen und zumeist an der Oberfläche nackten, freiliegenden Torf tragen; sie ist mithin eine abgeschlossene Torfbildung mit an der Oberfläche abgestorbenen Moorpflanzen. In den mäandrisch gewundenen Rillen, welche die Wasserabfuhr ver- 1) Hochmoor von Augstumal. 137 mitteln, wächst Wollgras und Sphagnum reichlich, an den Hängen der Torfhügel sprossen Zwergbirke und Krähenbeere. Da mir eine gute Abbildung der Torfhügeltundra bisher nicht bekannt geworden ist und da auch Photographien wegen der ungenügenden Farbenkontraste keine richtige Vorstellung ver- mitteln, ließ ich unter Zuhilfenahme von solchen Photographien das Habitusbild einer Hügeltundra farbig herstellen. Fig.1. Torfhügeltundra (Habitusbild). Trotzdem in der Tundra ein völliger Wechsel der Vegetation eingetreten und der frühere torfbildende Sphagnumbestand an der Oberfläche der Torfhügel vernichtet ist, habe ich in keinem Reiseberichte die Annahme einer Klimaänderung zur Erklärung gefunden. Die Ursachen des Absterbens der Torfmoose lassen sich unzweifelhaft erkennen; es ist das Ansteigen des-ERis- bodens unter der Torfschichtt und das Überwachsen der Sphagneen durch Flechten, besonders durch Lecanora tartarea, die lebende und leblose Tımpen in jenen ru gleichmäßig überzieht!). ') Vergl. KıurLman: Pflanzenphysiolog. Stud. aus Russisch-Lapp- land. | 138 Über die Bildung und den Aufbau der Torfhügel mögen folgende kurze Angaben genügen. Im westlichen Lappland kann man die Bildung von Torfhügeln an sehr vielen Stellen in allen Stadien verfolgen, wenn auch die Sphagneen weniger vorherrschend sind, als man erwarten sollte. Der Ausgangspunkt der Hügel sind ebene Lagen und flache Seen, im letzten Falle finden sich namentlich Hypneten, aber mit ausgesprochen hügeligem oder wallförmigem Wuchse der die Wasserfläche überragenden Torfmassen. ReuscHh beschreibt ähnliche Formen wiederholt aus dem westlichen Nord- norwegen. Auf dem Trocknen sind zumeist Sträucher, zumal Betula nana, der Ausgangspunkt des Mooswuchses. Unter den älteren Moorhügeln findet sich fast stets eine mehr oder weniger mächtige Schicht von Reisertorf (Betulu nana, Empetrum nigrum). Das Innere der Torfhügel ist Eisboden. In Lappland findet sich während des ganzen Jahres-Eis wohl nur unter Torf; auf Mineralboden ist es sehr selten, auf nassen Stellen nie vorhanden. Durch das Hochwachsen der Torfes steigt die Eis- schicht immer mehr an, die Versorgung der Sphagneen mit Wasser gestaltet sich ungünstiger, und dies führt dazu, die Flechten herrschend zu machen. Die Torfmoose werden über- wachsen und getötet. Die großen Unterschiede in der Wasser- kapazität zwischen dem wasserreichen Torfe und den trocknen Flechten veranlaßt, daß die Flechtenschicht bei Frost abgesprengt. und vom Winde entführt wird; der Torf liegt dann bloß zu Tage. In den tieferen Lagen zwischen den Torfwällen sammelt. sich Wasser an, welches langsam abfließt und Gelegenheit gibt, daß am Hange der Torfwälle durch die Wirkung des Frostes Stücke abgesprengt werden; man findet oft Spalten im Torfe, welche den Rüllen parallel laufen und halb abgesprengte Torf- stüicke an den Seiten. In den Rüllen wachsen Sphagnum (zumeist Sphn. Sternbergii). Wollgras usw. gut, am unteren Teile der Hänge der Wälle sind Moose und namentlich Reiser im üppigen Wuchse. Es sind dies typische Beispiele der „regressiven Moorbildung“, der Zerstörung vorhandener Torfschiehten namentlich durch Frostwirkung. Die Beziehungen zwischen Eisboden und Absterben der Torfmoose treten überall zutage. Die Hügel sind bis zu 30—40 cm aufgetaut, darunter liegt ein fester Kiskern. Das Absickern der atmosphärischen Niederschläge erfolgt in den schmalen, selten über 10—30 m breiten Wällen leicht, und die kapillare Wasserleitung reicht nicht aus zur Versorgung der Feuchtigkeit fordernden Torfmoose. Die Abtötung der Sphagneen erfolgt daher in der Hügeltundra durch Emporrücken des Bodeneises; es ist ein Vorgang, der durch physikalische Wirkungen hervor- gerufen wird, die von der emporwachsenden Vegetation und den Eigenschaften des Torfes (geringe Wärmeleitung) veranlaßt sind. Es mag noch bemerkt werden, daß der fortschreitende Rückzug der nördlichen Waldgrenze durch Versumpfung und Vorrücken des Hochmoores bewirkt wird und mit Klima- änderungen nicht in Beziehung steht. Die Hochmoore. Da der Sphagnumwuchs der meisten Hochmoore Mittel- und zum Teil auch Nordeuropas nicht mehr die einstige Üppigkeit besitzt, nahm man an, die Jetztzeit entspreche einer Trockenperiode, die durch ihr Klima den Rückgang der Hoch- moorbildung involviere. Beobachtungen, die ich während einer Reise nach den russischen Ostseeprovinzen machte, ließen mich die Richtigkeit dieser Hypothese zuerst bezweifeln. Ich hatte nämlich Gelegen- heit, dort nebeneinander in vollem Wuchse begriffene; heide- wüchsige und waldbestockte Hochmoore, kennen zu lernen. Die räumliche Entfernung war sicher so bedeutungslos, daß ein wirksamer Unterschied in den klimatischen Verhältnissen der einzelnen Moore nicht vorhanden sein konnte. Unter Wald war der Charakter des festen Ilochmoortorfes nahezu verloren gegangen, er machte den Eindruck lose zusammengelagerter Bruchstücke und Zweige von Sphagnum. In den kleinen Waldmooren Norddeutschlands mit ihrem oft sehr üppigen Wachstum der Sphagneen sind keine Anhalts- punkte dafür zu finden, daß das herrschende Klima der Hoch- moorbildung ungünstig wäre. Dies führte zur Untersuchung der Frage, ob nicht im Hochmoor selbst Ursachen vorhanden seien, die seine weitere Entwicklung beeinflussen. Der typische Bau der norddeutschen Moore, denen sich die süddeutschen und österreichischen ähnlich verhalten, ist bekannt. Kine Waldtorfschicht oder ein Verlandungsmoor bildet das Liegende; es folgt eine mächtige Schicht von stark zersetztem Sphagnumtorf („älterer Moostorf“ nach WEBER), der durch eine Zwischenlage („Grenztorf“) von wenig zersetztem, stark porösem Sphagnumtorf („jüngerer Moostorf“) getrennt und von einer Torfschicht überlagert wird („Bunkerde*), die von der zur Zeit herrschenden Vegetation, Heide, Flechten usw., gebildet ist. Die „Grenzschicht“ zeigt Reste der- 140 selben Pflanzen, die heute die meisten Moore bedecken, und daher ist der Schluß berechtigt, daß sie unter ähnlichen Be- dingungen wie die zur Jetztzeit vorhandenen gebildet wurde. Es ergeben sich demnach für die Mehrzahl der großen Hochmoore zwei Perioden vorherrschenden und zwei Perioden geringen Wachstums der Sphagneen entsprechend einer starken und schwachen Torfbildung. Die Erfahrungen der Moorkultur haben gelehrt, daß die kapillare Hubhöhe des Wassers im porösen Sphagnumtorfe durchaus nicht so groß ist, als man angenommen hat; daß eine Entwässerung von weniger als Metertiefe schon ausreicht, die Wasserzufuhr unter den in Norddeutschland herrschenden Ver- hältnissen für eine kräftige Vegetation ungenügend zu gestalten. Es ist nicht anzunehmen, daß die Verdunstung der nassen Sphagnumdecke geringer ist als die einer anderen Pflanzen- decke. Es wird daher Wassermangel eintreten, wenn die Schichten des Moortorfes eine größere Mächtigkeit erreichen. Die Sphagneen können dann nicht mehr aus den tieferen Schichten mit Wasser versorgt werden und sind auf jene Mengen angewiesen, die sie in ihrer wachsenden Schicht fest- zuhalten vermögen. Es werden dann zwei wasserreiche Lagen vorhanden sein, eine tiefliegende und die Oberschicht, beide durch trockneren Torf getrennt. Es trifft sich sehr günstig, daß Poroxı&!) kürzlich diese Beobachtung in kanadischen Hochmooren direkt gemacht hat. Erreicht die Schicht des porösen Moortorfes größere Mächtig- tigkeit, so tritt in trockeneren Zeiten Wassermangel für die Sphagneen ein, der schließlich einer anderen Flora zur Herr- schaft verhilft. Diese wird so lange dauern, bis der Sphagnumtorf durch Zersetzung sein Volumen verringert hat und hierdurch für Wasser schwer durchlässig wird; dann sind wieder die Voraussetzungen für einen üppigen Wuchs der Torfmoose ge- geben: die Torfablagerung beginnt von neuem. Einem solchen Turnus entspricht tatsächlich der Bau unserer meisten Moore. | Der untere Moortorf ist stark zersetzt und in eine homo- gene Masse von sehr hoher Wasserkapazität umgewandelt. Man kann diese Lagen, die oft nur 8%, Trockensubstanz ent- ‚halten, einem Wasserreservoire vergleichen. Zur Zeit seiner Ablagerung aber ist dieser Torf wohl ebenso porös gewesen, als der jüngere Moortorf es zumeist noch ist. Hält man diese Annahme nicht für zulässig, dann müßten ganz abweichende !) Sitzb.-Ber. preuß. Akad. d. Wiss. 1908. il» Verhältnisse der Vertorfung geherrscht haben, was doch un- wahrscheinlich ist. Mit der fortschreitenden Verwitterung des älteren Moortorfes wird eine wesentliche Verminderung des Volumens, ein Zusammensacken des Torfes verbunden gewesen sein, wodurch die Wasserversorgung der nun einsetzenden Sphagnumvegetation so lange gesichert war, bis die neu ge- bildete Torfschicht wieder zu mächtig wurde. Es ist also an- zunehmen, daß in der Entwicklung der Torfmoore dieser Vor- gang wiederholt auftreten kann, ohne daß deshalb eine Änderung der klimatischen Verhältnisse angenommen werden muß. Für die gegebene Erklärung spricht auch, daß wir in der Lage sind, für einzelne Moore die Zeit der Grenztorfbildung festzulegen. Die Moordämme, darunter solche unzweifelhaft aus römischer Zeit, sind auf oder in der Grenztorfschicht an- gelegt. Es kann dies nicht wundernehmen, denn ein Bohlweg in einem üppig wachsenden Sphagnummoor würde einsinken und mindestens während des größten Teiles des Jahres unter Wasser stehen, d. h. seine Anlage würde sich überhaupt nicht gelohnt haben. Ein großer Teil des „jüngeren Moor- torfes“ muß sich demnach im Verlaufe der letzten zwei Jahrtausende gebildet haben. Es würde nun schwer sein, die Annahme zu begründen, daß zwischen der Zeit der römischen Einbrüche in Deutschland und der Jetztzeit eine wesentlich feuchtere Zeit bestanden hat als heute. Der oft angeführte Rückgang der Verbreitung des Wein- baues erklärt sich hinreichend aus den wirtschaftlichen Ver- hältnissen und würde zudem eher auf eine wärmere und trocknere, also für die Torfbildung ungünstige Periode deuten. Es ist daher vorzuziehen, die Schichtenfolge der Hochmoore durch kontrollierbare Eigenschaften und nicht durch einen hypothetischen Klimawechsel zu erklären. Die Mächtigkeit der Moortorfschicht, bei der die un- genügende Versorgung der Sphagneen mit Wasser einsetzt, ist verschieden nach der Menge der Niederschläge, der Verdunstung und der räumlichen Ausdehnung der Moore. In einem kleinen Hochmoor von geringem Umfange werden 40—60 cm Moostorf genügen, den Sphagnumwuchs zu hemmen, in einem sehr ausgedehnten Hochmoore wird dagegen die Wasserabfuhr stark verlangsamt, der Wasserspiegel kann viel höher ansteigen und damit auch die Moostorfschicht viel größere Mächtigkeit erreichen. Vieles spricht dafür, daß die Zeiten der verminderten Torfbildung länger dauernde sind als die des raschen Wachs- tums der Sphagneen. Es hat wenig Wahrscheinlichkeit 142 für sich, daß die Verwitterung und Umlagerung des porösen Moostorfes ohne Mithilfe von tiefwurzelnden Pflanzen rasch fortschreitet; die Erfahrung lehrt, daß z. B. an Baumstämme die Struktur lange erhalten bleibt. Ist auch der Moostorf viel leichter veränderlich als etwa ein Kiefernstamm, so scheint es doch richtiger, auch hier mit langen Zeiträumen zu rechnen. Es erklärt sich hieraus, daß die Zahl der im raschen Wachstum befindlichen Moore klein, die der stagnierenden groß ist. Die skandinavischen Moore mit ihren Zwischenlagen von Baumschichten sind mir nicht hinreichend bekannt, um über diese Vorkommen eine bestimmte Meinung zu äußern; soweit ich sie kennen gelernt habe, glaube ich aber ähnliche Ursachen des Vegetationswechsels annehmenzu dürfen, wie sieim vorstehenden für die mitteleuropäischen Verhältnisse entwickelt worden sind. Bis zu einem gewissen Grade mag auch der Einfluß des Menschen mitgewirkt haben, das Wachstum der Sphagneen zu schädigen; dies kann aber nur für kleinere und die Grenz- gebiete größerer Moore gelten. | Die Erscheinung daß in der Regel nur eine Grenztorfschicht vorhanden ist, läßt sich aus dem jungen geologischem Alter der Moore erklären, die als postdiluviale Bildungen sich unter sehr ähnlichen Bedingungen gebildet haben. Das Ergebnis der Ausführungen läßt sich etwa wie folgt zusammenfassen: 1. Die Änderung der Hochmoorflora kann in einem An- steigen von KEisschichten unter der Vegetation und die damit Hand in Hand gehende Minderung der Wasserzufuhr durch kapillaren Aufstieg begründet sein; das ist der Fall bei den Torfhügeln der Tundra. Dieser Vorgang wird ermöglicht durch die physikalische Eigentümlichkeit des Torfes, als Isolierschicht für Wärme zu wirken. 2. In den mitteleuropäischen Hochmooren ist der Flora- wechsel und die Schichtenfolge der Moore bedingt durch die physikalischen Eigenschaften des Moostorfes dessen kapillare Wasserhebung zur Versorgung des Sphagneen in trocknen Zeiten versagt, sobald die Mächtigkeit der porösen Moostorfschicht eine bestimmte Höhe erreicht. 3. In beiden Fällen ist die Annahme eines Klimawechsels zum Verständnis des Schichtenbaues und des gegen- wärtigen Zustandes der Moore unnötig. Manuskript eingegangen am 10. Januar 1910.) Ber Ss. Was lehrt der Aufbau der Moore Nord- deutschlands über den Wechsel des Klimas in postglazialer Zeit? Von Herrn ©. A. WEBER in Bremen (Moor-Versuchs-Station). Die Vorstellung, die ich mir von den Veränderungen des nach der letzten Eiszeit wieder gemäßigt gewordenen Klimas unseres Landes gebildet habe, knüpft an Beobachtungen an, die ich bei Untersuchungen über den Aufbau von Mooren Nord- deutschlands gemacht zu haben glaube. Ich bin daher genötigt, zur Begründung meiner Meinung diesen Aufbau und die Um- stände, die auf seine Gestaltung in Einzelfällen Einfluß haben, darzulegen, soweit es der zur Verfügung gestellte Raum ge- stattet!). Bei Moorbildungen handelt es sich bekanntlich um die natürliche Aufhäufung toter Pflanzenmassen, die sich unter dem Einflusse dauernder und mindestens zeitweilig großer Feuchtig- keit in Torf verwandeln. Durch die Aufhöhung wird die Lage der Oberfläche des Geländes zum Grundwasser oder zum Spiegel des den Boden bedeckenden Wassers geändert. Das Gewässer wird flacher, es wird endlich durch die organogenen Massen gänzlich ausgefüllt. Die Humusablagerung kommt aber, wenn diese Stufe erreicht ist, nicht zum Stillstand, sondern geht in unserm Klima weiter, so daß sich das Moor über den Spiegel des ehemaligen Ge- wässers beziehungsweise über den ursprünglichen Grundwasser- stand erhebt, und seine Abwässerung erfährt eine entsprechende Änderung. Dieser Wechsel der Feuchtigkeitsverhältnisse bedingt einen Wechsel in der lebendigen Vegetationsdecke, in den Pflanzen- vereinen, deren tote Reste das Moor bilden. Denn in flacher !) Ich werde in meinen Ausführungen hier und da genötigt sein, Untersuchungen über das in Rede stehende Thema zu streifen, die ich seit längerer Zeit verfolge, aber noch nicht habe vollenden können. Ich bitte, die bezüglichen Bemerkungen als vorläufig zu betrachten, und werde ausführliche Mitteilung nach Abschluß der Einzelarbeiten machen, sowie Zeit und Umstände es mir gestatten. 144 gewordenem Wasser können Pflanzen Fuß fassen, die in tieferm Wasser nicht zu gedeihen vermögen, und indem sie es tun, verdrängen sie die Pflanzen des tiefern Gewässers. Erhebt sich aber die Mooroberfläche über dessen Spiegel oder über den des Grundwassers, so treten noch andere Pflanzen auf, die weniger Nässe ertragen, und verdrängen die des seichten Wassers. Haben sie nun das Moor noch weiter aufgehöht, so daß die Wurzeln auch das im Boden kapillar aufsteigende Grundwasser während der warmen Jahreszeit nicht mehr genügend erreichen können, so werden sie selber wieder durch Pflanzen ersetzt, denen das Wasser der atmosphärischen Niederschläge zu ihrem (edeihen genügt. Daher müssen sich während der Mooranhäufung auch unter gleichbleibenden klimatischen Bedingungen an derselben Stelle verschiedene Pflanzenvereine nacheinander ablösen, die wir nach ihren Beziehungen zum Wasser in absteigender Reihe als lim- nische, telmatische, semiterrestrische und terrestrische bezeichnen, und da jede die er Pflanzenvereinsklassen eigentümliche, von den anderen sich deutlich unterscheidende Torfarten hinterläßt, so muß sich auch unter nicht wechselnden klimatischen Verhält- nissen dennoch ein Wechsel in den das Moor anfbauenden Tort- schichten vollziehen. Gleichzeitig mit der steten Veränderung in der Feuchtig- keit des Ortes erfolgt eine ebensolche in dem Gehalte des sich anhäufenden Moorbodens an mineralischen Pflanzennährstoffen. Nämlich die ersten Pflanzengenerationen beziehen diese aus dem ursprünglich vorhandenen Gewässer oder dem minero- genen Untergrunde, der damals die Oberfläche des Geländes war. Aber in dem Maße, wie sich der Moorboden erhöht, wird den Wurzeln der auf ihm lebenden moorbildenden Pflanzen der Zugang zu diesen Nährstoffquellen erschwert. Sie sind endlich darauf angewiesen, ihre Nahrung ausschließlich aus dem Moor- boden zu beziehen, zumal sobald dieser sich so weit erhöht hat, daß die Wurzeln nicht mehr das in ihm kapillar aufsteigende oder in ihn seitwärts eindringende und ihn durch- tränkende, verhältnismäßig fruchtbare Grundwasser erreichen können. Der Moorboden gibt indessen nur einen kleinen Teil der in den toten Pflanzenresten aufgespeichert bleibenden mineralischen Nährstoffe an die Wurzeln lebender Pflanzen ab, und es ist leicht einzusehen, daß die Möglichkeit der Aufnahme solcher für jede folgende Generation während der fortschreitenden Mooraufhäufung geringer wird,. daß endlich die Vegetation fast einzig auf die spärlichen Nährstoffmengen angewiesen ist, die von der Atmosphäre mit dem Staube und den wässerigen Niederschlägen herbeigeschafft werden. Nun aber sind die Ansprüche der verschiedenen natürlichen Pflanzenvereine an den Nährstoffgehalt ihrer Unterlage ver- schieden groß. Es gibt in jeder Feuchtigkeitsklasse solche mit höheren und solche mit niedrigeren Ansprüchen, und man kann sie mit Bezug hierauf in absteigender Reihe als eu-, meso- und oligotraphent bezeichnen. Es erhellt, daß sich in dem Maße, wie die Aufhäufung der Moormasse fortschreitet, nicht nur ein Wechsel in den Feuch- tigkeitsklassen der Pflanzen vollziehen muß, sondern daß auch der Boden vermöge der von ihm gebotenen Nährstoffmengen eine Auswahl unter den von jeder Klasse zur Verfügung gestellten Vereinsarten trifft, deren jede dem von ihr hinterlassenen Torf ein eigentümliches Gepräge verleiht. Die räumlich und zeitlich in einem Moore aufeinander folgenden Torfschichten stellen nach ihrem relativen Gehalt an Pflanzennährstoffen eine absteigende Reihe dar, deren Hauptstufen wir übereinstimmend mit den sie orten Pflanzenvereinen als eu-, meso- und ieuop be- zeichnen. Nun hängt bekanntlich die Menge der organischen Masse, die die Pflanzen unter gleichen sonstigen Daseinsbedingungen hervorbringen, von der Menge aufnehmbarer Nahrung ab. Dem- gemäß findet unter gleichen Konservierungsbedingungen der toten Reste eine um so raschere Aufhäufung und ebenso eine um so raschere Änderung der Wasserverhältnisse eines Moores statt, je günstiger die Nahrungszufuhr zu der törfbildenden Ve- getation ıst. Da nun die ] Menge und Art der Nahrungszufuhr in den verschiedenen Bezirken eines Landes, in denen Moorbildung stattfindet, ebenso erhebliche Versdhileienaieen aufweist wie die die Bildung beeinflussende Feuchtigkeit, so ergibt sich, daß beide Faktoren allein in ihrem wechselnden Zusammengreifen auch in einem sich beständig gleichbleibenden Klima eine Vielge- staltigkeit in dem Aufbau der Moore verschiedener Örtlichkeiten bewirken müssen, die sich nicht allein auf die vertikale, sondern auch Sa die horizontale Gliederung ihres Baues er- streckt. Um das letztere etwas näher. zu erläutern, sei erwähnt, daß z. B. in einem Seebecken die rascheste Ablagerung eutropher Moorbildungen da vor sich geht, wo ein nährstoffreicher Grund- wasserstrom hervortritt, wofern Strömung, Wellenbewegung und Tiefe des Gewässers nicht heramend wirken. Hat sich aber an jener Stelle eine ausgedehnte Moorfläche gebildet, so läßt Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 10 146 ihre Vegetation nur das seiner Nährstoffe größtenteils beraubte Wasser in das Innere des Beckens gelangen. Sind nun keine anderen Quellen vorhanden, die dem See nährstoffreicheres Wasser zuleiten, so kann jene Moorbildung veranlassen, daß sich im übrigen Teil des Beckens unter sonst gleichen Wasser- verhältnissen wie am Rande statt eutraphenter vielmehr meso- und selbst oligotraphente Pflanzenvereine ansiedeln, so daß man nach vollendeter Verlandung des Sees zu einer gewissen Zeit der Entwickelung des Moores in derselben horizontalen Ebene am Rande eutrophe, im mittlern Teile der Niederung aber ebenso mächtige oder noch mächtigere meso- und oligotrophe Torfschichten antrifft, ein Fall, der in unserm Gebiete nicht selten ist. Man kann gelegentlich wahrnehmen, daß in benach- barten Niederungen, die beide durch Vermoorung verlandete Seen enthalten, in vertikaler wie in horizontaler Richtung die größten stratigraphischen Verschiedenheiten obwalten, die auf scheinbar geringfügige Unterschiede in den allgemeinen Bedingungen wie in den räumlichen und zeitlichen Ausgangs- punkten der Moorbildung zurückzuführen sind. Die schier unübersehbare Mannigfaltigkeit, die sich demnach ın dem Aufbau der Moore eines Landes auch unter einem un- verändert bleibenden Klima entfalten muß, wenn allein das Gesetz normaler Moorbildung wirkt, nach dem sich Torfarten der nässeren beständig durch solche minder nasser Verhältnisse und zugleich nährstoffreichere durch nährstoffärmere im Aufbau der Moore ablösen, wird nun noch verwickelter, sobald Ver- änderungen in den ursprünglichen Wasserverhältnissen des Moor- geländes und seiner Umgebung hinzukommen, die weder durch die regelmäßige Aufhöhung des Moorbodens noch durch Klima- veränderungen bedingt sind. Derartige Änderungen haben in der Nähe unserer Küsten stattgehabt, indem sich das Land senkte. In den Stromtälern kamen sie dadurch zustande, daß der Fluß zwischen den ihn einschließenden Uferwällen sein Bett langsam erhöhte und das hinter ihnen liegende Gelände zunehmend versumpfte. Sie vollzogen sich in den Talkesseln des Hügellandes, indem sich deren Ausflüsse zeitweilig oder dauernd verstopften, sei es durch Pflanzen- oder Schuttbarren, oder durch Moorbildungen in dem Auslauf selber oder dergleichen, wozu noch recht häufig bei uns die seit dem elften und zwölften Jahrhundert errichteten Staue für die Anlage von Wassermühlen kommen. In allen diesen Fällen handelt es sich im wesentlichen um eine Umkehrung der normalen Schichtenfolge, indem sich 147 über den Torfbildungen aus einer minder hydrophilen solche aus einer mehr hydrophilen Vegetation ablagerten: über terrestrischen folgten semiterrestrische und selbst telmatische oder limnische, je nach der bewirkten Erhöhung des Wasserstandes, über eoirophe oft unmittelbar eutrophe. In den Küsten- bezirken verraten die jüngeren Auflagerungen nicht selten durch ihre organischen Einschlüsse die Einwirkung des Meer- wassers. Aber auch an entgegengesetzten Erscheinungen mangelt es nicht. In den Kesseln des Hügellandes ist nicht selten ein Gewässer, an dessen Rändern ausgedehnte Moorablagerungen stattgefunden haben, durch diese zunächst höher gedrängt worden, durchsägte dann eine Barre und nahm in der Folge einen niedrigern Stand als zuvor an, Vorgänge, die natürlich ihre Spuren in dem Aufbau des Moores hinterlassen haben, wenn sie hinreichend lange Zeit zu wirken vermochten. Die richtige Deutung dieser Spuren ist jedoch oft nur durch umfang- reiche und gründliche Untersuchungen des ganzen in Betracht kommenden Gebietes zu finden, zumal wenn sie unter einer Decke jüngerer Moorbildungen begraben liegen. Umkehrung der normalen Schichtenfolge wird nach dem Gesagten immer auf eine Lagenveränderung der Mooroberfläche zu dem Wasserhorizonte, der vorher bestand, schließen lassen. Es wäre aber voreilig, zu meinen, daß sie nur durch die angeführten Ursachen hervorgerufen würde. Sie tritt auch in Mooren auf, bei denen keine Veränderung des mittlern Wasserspiegels während der Zeit ihrer Bildung stattgefunden hat, insbesonders bei Schwingrasenbildungen. Ein solcher Schwingrasen stellt nämlich eine durch Ver- webung der unterirdischen Triebe filzige, schwimmende Pflanzen- decke dar, über der sich semiterrestrische, sogar oligotrophe, Bildungen wie auf einem Floß ablagern können, bis die aufge- lagerte Last das Floß zum Sinken bringt. Telmatische oder selbst limnische eutrophe Schichten häufen sich darnach über den. versunkenen semiterrestrischen und oligotrophen auf, die nunmehr als fremdartige Zwischenlagen jener erscheinen. Erscheinungen, die der eben erwähnten in verschiedenen Abstufungen ähneln, können weiterhin dadurch zustande kommen, daß der Druck der aufgehöhten Torfmassen weiche Lagen von Mudde oder anderen breiigen Torfmassen unter ihnen beiseite schiebt, sobald diesen die Sellemtanhont zum Ausweichen gegeben wird, sei es durch Nachgeben der an anderen Stellen minder Bach abschließenden Decke oder beim Anschneiden des Moores durch Erosionsvorgänge oder durch menschliche Einwirkung. 10* 148 Schematisches Profil eines norddeutschen Moores mit abgeschlossener Entwicklung. Unter Andeutung des Mächtigkeitsverhältnisses der Schichten bei ungefähr 7 m Gesamtmächtigkeit. 1. Jüngerer Sphagnumtorf (Sphagnetumtorf). Semi- terrestrische = © © I Re } A Telmatische od. =» Scheuchzerieto-Sphagnetumtorf. Be o53?° 23 | 2. Grenzhorizont: Eriophoretumtorf, (Wollgrastorf) 2 aus Z. vaginatum, Callunetumtorf usw. = 2| 83. Älterer Sphagnumtorf (Sphagnetumtorf.) Semi- terrestrische | Terrestrische oder 4 | Scheuchzerietumtorf, Cariceto- un od. Semiterrestr. Telmatische “ \ Eriophoretumtorf aus E. vaginatum usw. 5. Pineto-Betuletumtorf (Föhren- u. Birkenwald-| Terrestrische torf), oben meist mit einer Lage von Föhren- stubben, darunter oft 1 bis 2 Brandlagen. 6. Alnetumtorf (Bruchwaldtorf). Mesotrophe Torfbildungen m 70 U on — =] Semi- | terrestrische & 3 . Phragmitetumtorf (Schilftorf). J eins | 53 = = -t Telmatische 3 .D 32 & | 8. Torfmudde. 9, Lebermudde. Limnische 10. Kalkmudde. | Bildung 11. Tonmudde. 12. Diluvialboden. uodunpjig Syosıyenby Man versteht, daß auch diese Erscheinungen alle den Aufbau der unter unverändertem Klima entstandenen Moore ver- wickeln müssen, und zwar um so mehr, sobald sich dazu die erwähnten absoluten Veränderungen des Wasserspiegels gesellen. Nichtsdestoweniger gibt es in unserm ausgedehnten Flach- lande — und zwar vielleicht weit häufiger als anderwärts, zumal in Gebirgsländern — eine Menge von Mooren mit un- gestörtem normalen Aufbau ohne allzu schwer erkennbare und richtig zu beurteilende Komplikationen dieser oder anderer Art, und sie sind es, an die wir uns in erster Reihe zu wenden haben, um zu erkennen, ob und wie sich ein Wechsel des Klimas in ihrer Stratigraphie kund gibt. Die ältesten norddeutschen Moore lassen, wenn sie aus einem Gewässer hervorgegangen und bis zur Ausbildung extrem olisotrophen Torfs in Gestalt von Sphagnumtorf“) vorgeschritten sind, etwa den folgenden Aufbau erkennen. Siehe das Profilschema auf Seite 148.) Zur Erläuterung dieses Profils sei zunächst folgendes bemerkt: Wenn ich die Entwicklung eines derartigen Moores als abgeschlossen bezeichne, so soll damit nicht gesagt sein, daß keine weitere Anhäufung von Torf mehr auf ihm statthat. Vielmehr erhöht sich ein solches Moor, solange keine störenden Eingriffe erfolgen, beständig, indem durch das alljährliche Wachstum des Sphagnetums, das diese Art Moore von Natur bekleidet, und durch das Absterben der unteren Teile der Moorpflanzen in jedem Jahre die Mächtigkeit der obersten Torf- schicht vergrößert wird. In ähnlicher Weise erfolgt alljährlich eine peripherische, transgressive Erweiterung der Schicht. Darin wird nichts geändert, wenn das Hochmoor, wie man ein derartiges Moor wegen seiner gewölbten Gestalt nennt, so hoch aufgewachsen ist, daß seine weiche, breiige Masse ge- nötigt ist, eine andere Gleichgewichtslage einzunehmen, indem die hochgewölbte Kalotte in einen flachgewölbten Kuchen über- geht. Die mit dem Auseinandergleiten derMasse verbundene Ober- flächenvergrößerung äußert sich gewöhnlich in der Weise, daß man _ über das Moor parallel mit den Rändern laufende, meist etwas *) Es sei mir mit Rücksicht auf den Wohllaut gestattet, zuweilen statt der korrekteren Benennung einer Torfart mit dem sie erzeugenden Pflanzenverein, der durch die Endung -etum bezeichnet wird, einfach nur den Namen derjenigen Pflanze in Verbindung mit dem Worte Torf zu benutzen, die in der Zusammensetzung der betreffenden Torfart quantitativ vorherrscht. In diesem Sinne brauche ich Sphagnumtorf = Sphagnetumtorf, Phragmitestorf = Phragmitetumtorf usw. 150 unregelmäßig gestaltete nasse Schlenken sich ziehen sieht, die den Haupt-Reißlinien entsprechen. Sie sind durch die etwas höheren Schollen der alten Oberfläche geschieden, die sich mit Heidesträuchern und anderen mehr Trockenheit liebenden oligotraphenten Pflanzen bedecken und ebenfalls den Moor- rändern parallel laufende Bultreihen oder Bultstreifen darstellen, welche den Rand des Moores zuweilen deutlich staffelartig erscheinen lassen!). Eine Unterbrechung der Sphagnumtorfbildung wird durch diese Gestaltänderung des Moores nicht bewirkt. Nur wenn sich die Erscheinung zu einem Moorausbruche in dem Umfange wie bei irischen Hochmooren steigert, wobei die ganze Masse des Hochmoores plötzlich ausfließt, kann man von einem Ende des Moores in einem gewissen Sinne reden. Mit der Bezeichnung „Abschluß der Moorbildung“ soll nur angedeutet werden, daß, wofern nicht mittelbare oder unmittel- bare Eingriffe des Menschen oder ein Moorausbruch beziehungs- weise irgend welch anderer gewaltsamer Eingriff stattfindet, oder nicht geologische Vorgänge der vorhin angedeuteten Art die Wasserstandsverhältnisse ändern, oder Änderungen des säkularen Klimas erfolgen, auf einem Moore wie dem vor- stehenden über der obersten Sphagnumtorfschicht keine andere Torfart abgelagert wird. Zweitens ist zu bemerken, daß keineswegs jedes nord- deutsche Moor aus einem verlandeten Gewässer hervorgegangen ist, und daß die Ausbildung der normal aufeinander folgenden Schichten im einzelnen mancherlei Abweichungen zeigen kann. Was den ersten Punkt anlangt, so kann bei den Mooren, die nicht aus einem Gewässer hervorgegangen sind, je nach den Feuchtigkeits- und Nährstoffverhältnissen des mineralischen Untergrundes, auf dem die Humusablagerung begann, diese mit telmatischen, semiterrestrischen oder terrestrischen, mit eu- oder mit mesotrophen und selbst oligotrophen Bildungen ein- setzen. In den großen Mooren unseres Gebietes, die sich zuweilen !) Die Erscheinung ist auf skandinavischen Hochmooren, die von der Kultur noch nicht empfindlich berührt worden sind, häufig. Ich bemerkte sie unter anderen auf der Skagerhultsmosse in Närke, wo ich sie meinem liebenswürdigen Führer und Begleiter, Herrn Dr. ven PosT, erläutern konnte. Auf deutschen Hoochmooren fehlt sie nicht, ist mir aber noch nicht mit jener entschiedenen Deutlichkeit wie auf schwedischen und norwegischen Hochmooren entgegengetreten. Sie ist, wenn ich gewisse Erscheinungen unserer Moore richtig deute, früher auf ihnen allgemein verbreitet gewesen. 151 über Tausende von Hektaren erstrecken, findet man, zumal bei hügeligem Untergrunde, als die ältesten bald limnische, bald telmatische, bald semiterrestrische oder terrestriche Bildungen je nach der Höhenlage und den durch das Vorrücken des Moores bedingten Feuchtigkeitsänderungen. Unter den terrestrischen Torfbildungen begegnet man hier unter anderm nicht selten typischem Heidetorf aus (’alluna vulgaris und ebensolchem Molınia- torf aus Molinia coerulea. Was die Ausbildung der einzelnen Schichten anlangt, so trifft man statt der in dem Schema als häufigste genannten nicht selten solche aus anderen Pflanzenarten. So kann die siebente Schicht aus Torfarten bestehen, die von anderen telmatischen Pflanzenvereinen erzeugt wurden, z.B. aus Cladietumtorf (hervorgegangen wesentlich aus (ladium mariscus), die sechste aus anderen semiterrestrischen Torfarten, 2. B. aus gewissen Caricetumtorfen, gewissen Hypnumtorfen oder selbst der semiterrestrischen Form des Phragmitestorfs. Doch sind die torfbildenden Seggenarten auf dieser Entwicklungs- stufe des Moores der Hauptmasse nach meist andere als die in der vierten Schicht vorkommenden. Auch in dieser können an Stelle der in dem Profil genannten Polytrichumtorf, Hypnumtorf und noch andere Moostorfarten auftreten, um nur einiges zu nennen. Häufig trifft man in einer derselben Entwicklungsstufe ange- hörigen Schicht eines und desselben Moores verschiedene Torf- arten an, je nachdem die örtlichen Verhältnisse zur Zeit der Entstehung der Schicht oder der betreffenden Region der Schicht dieser oder jener Pflanzenart oder Pflanzengruppe den Vorrang einräumten. So enthält die vierte Schicht unseres Profils in den großen Mooren Nordwestdeutschlands oft an einigen Stellen fast reinen Scheuchzeriatorf, an anderen Vaginetumtorf (aus Erio- phorum vaginatum usw.), an noch anderen Seggentorf oder Poly- trichumtorf oder noch andere Torfarten, oder endlich Misch- formen verschiedener Tortarten, und zwar keineswegs bloß in verschieden alten, sondern auch in gleichzeitig entstandenen Regionen der Schicht. Manchmal kann eine Schicht streckenweise fehlen oder sich von dem Rande des Moores nach der Mitte hin oder umgekehrt auskeilen. Die eben erwähnte vierte Schicht sieht man oft in demselben Moore, wo sie sonst gut entwickelt ist, regionen- weise vollständig verschwinden, so daß der Sphagnumtorf der Stubbenlage der fünften Schicht unmittelbar aufliegt. Ein Eingehen auf die Erklärung dieser und analoger Er- scheinungen, die nicht immer ganz einfach ist, verbietet sich hier. 152 Es genüge der Hinweis, daß nichts dazu berechtigt, sie insgesamt als zweifellose Beweise für die Wirkung von Kräften zu be- trachten, die außerhalb der Wirkungssphäre des allgemeinen Gesetzes der Moorbildung liegen, insbesondere nicht als Wir- kungen wechselnden Klimas. Drittens habe ich im Hinblick auf das uns beschäftigende Profil zu bemerken, daß die ältesten Moore unseres Landes keineswegs alle bis zur Bildung einer Sphagnumtorfschicht vor- geschritten sind. Zuweilen ist eine solche nur stellenweise auf ihnen entstanden, zuweilen fehlt sie gänzlich. Es gibt bei uns Moore, die an ihrem Grunde die Reste einer typischen (Glazialflora umschließen, und die, obwohl erst vor wenigen Jahrhunderten, also vor verhältnismäßig kurzer Zeit, der Moor- bildung auf ihnen durch Trockenlegung und Kultivierung ein Ende bereitet wurde, es doch nur bis zur Bildung einer Bruchwaldtorfschicht an ihrer Oberfläche gebracht haben, während andere, deren Ursprung ebenfalls bis in den Schluß der letzten Eiszeit hinabgeht, das Endglied der Moorbildung erreicht haben. Die Erklärung dieser Ungleichartigkeit läßt sich meines Erachtens bei sorgfältiger, eingehender und sachgemäßer Prüfung immer in den besonderen örtlichen Verhältnissen finden, wenn das Moor noch intakt genug ist, und nicht wesentliche Ab- tragungen durch Torfgräberei stattgefunden haben, die die Sache verdunkeln. Wir wissen bereits, wie tief einschneidend örtliche Verhältnisse den besondern Entwickelungsgang eines Moores beeinflussen. Endlich ist zu bemerken, daß die Zweiteilung des Sphagnum- torfs nicht in allen norddeutschen Mooren vorkommt, sondern daß der ältere öfters fehlt, sei es daß die betreffenden Moore erst in der Zeit bis zur Ablagerung von Sphagnumtorf gelangt sind, als der jüngere sich bildete, oder aber daß die ganze Entwicklung des Moores in den letztgenannten Abschnitt der Postglazialzeit fällt. Denn erstens haben nach dem eben An- gedeuteten viele Moore bei uns ihren Charakter als eutrophe Niedermoore weit länger bewahren können als andere, bei denen mangelnde oder bald versiegende Nährstoffzufuhr weit früher den Übergang zu meso- und oligotrophen Bildungen veranlaßte, und zweitens hat die Moorbildung an den verschiedenen Orten unseres Landes zu den verschiedensten Zeiten begonnen. Natür- lich kommt es für unsern Zweck darauf an, in erster Linie eine möglichst vollständige Schichtenserie ins Auge zu fassen, und wir müssen es uns versagen, auf jene anderen Moore hier einzugehen. 153 Welche Abweichungen von dem angeführten Beispiel das Profil eines normal gebildeten Moores mit abgeschlossener Ent- wickelung auch zeigen mag, so sind sie nach dem Gesagten nicht derart, daß sie zu anderen Schlüssen hinsichtlich des Klimawechsels berechtigen als das angeführte selber. Ich lasse hier die Übergangszeit von dem glazialen Klima der letzten Eiszeit, die Norddeutschland berührt hat, bis zum gemäßigten Klima außer Betracht und beschränke mich auf die Frage, ob sich seit der Zeit, da bei uns ein gemäßigtes Klima geherrscht hat, in der Stratigraphie des während desselben entstandenen Teils unserer Moore Erscheinungen kund geben, die auf säkulare Schwankungen des Klimas hinweisen. Meine Antwort auf diese Frage lautet: ich vermochte in der Schichtenserie von den limnischen Torfbildungen bis zum ältern Sphagnumtorf bisher nichts zu erkennen, was mit Sicherheit auf einen Wechsel stark ausgeprägter säkularer Trocken- und Feuchteperioden während jener Zeit deuten läßt. Selbst die Brandspuren, denen ich gelegentlich in dem Phrag- mitestorf, dem Alnetumtorf sowie den darüber lagernden Schichten (und selbst in den limnischen) begegnet bin, und die uns zum Teil im folgenden noch beschäftigen werden, haben bisher keinen zureichenden Grund zu der Annahme ergeben, daß sie mit säkularen Trockenperioden zusammenhangen. Ich gebe aber zu, daß man bei tieferm Eindringen in die Einzelvorgänge, die sich beim Aufbau eines Moores abspielen, später einmal imstande sein mag, in gewissen stratigraphischen Feinheiten minder exzessive Schwankungen des säkularen Klimas zu erkennen. Bis jetzt fühle ich selber mich aber nicht in der Lage, ein auf zuverlässiger Induktion beruhendes voll- ständiges System der säkularen Schwankungen des tem- perierten Klimas der Postglazialzeit aus den Mooren dieses. Zeitalters bei uns abzulesen. Das deduktive Verfahren, wobei man bemüht ist, ein vorher aufgestelltes mehr oder minder hypothetisches System des Klimas in dem Aufbau und den sonstigen Eigentümlichkeiten der Moore wiederzuerkennen, verleiht fraglos für manchen der Moorforschung Reiz und An- regung und bezeugt dadurch seine Berechtigung für den, den Veranlagung und Neigung auf diesen Weg weisen!). Es enthebt ') Ich kann mir die Bemerkung nicht versagen, daß die imposante Kühnheit der Bryrrschen Hypothese, man mag über ihre Begründung denken, wie man wolle, voraussichtlich noch lange zumal auf jüngere Forscher ihren Zauber ausüben wird. Ich selber stand beim Beginne meiner Forschertätigkeit in ihrem Banne und habe mich nur dem Druck der Tatsachen folgend von ihr zu lösen vermocht. 154 aber nicht der Mühe, den erstgenannten, schwierigern Weg zu beschreiten, der meines Erachtens allein, wiewohl langsam, zu einem sichern Ergebnis zu führen vermag, mindestens aber notwendig ist, um die auf dem andern Wege gewonnenen Urteile ohne Voreingenommenheit zu prüfen und zu sichern. Es möchte nun allerdings bei einem Blick auf unser Profil so scheinen, als ob die Ablagerung des terrestrischen Torfs der fünften Schicht auf eine säkulare Trockenperiode und die darüber abgelagerten meso- und oligotrophen Bildungen, die nicht selten an ihrem Grunde telmatischen Charakter tragen, den Eintritt einer niederschiagsreichen Säkularperiode be- deuteten. > Allein dieser Schichtenwechsel läßt sich meines Erachtens sehr wohl aus dem allgemeinen Gesetze der Moorbildung ohne Zuhilfenahme eines Klimawechsels erklären. Nämlich nachdem die Aufhäufung des Bruchwaldtorfs soweit vorgeschritten war, daß der ihn erzeugende Pflanzenverein nicht mehr genügend Nahrung und Feuchtigkeit in dem Boden fand, mußte er fraglos einem in beiderlei Hinsicht genügsamern Bestande weichen. Föhren und Birken, die samt ihren Begleit- pflanzen dieser Bedingung entsprechen, mußten den im Rück- gang befindlichen Bruchwald unterdrücken und ersetzen. Die starke Verlangsamung der Torfauflagerung, die unter den trockenen Bodenverhältnissen statthatte, mußte aber zu einer Verwitterung und Verdichtung der bis dahin ziemlich lockern und für Wasser leicht durchlässigen Oberfläche des Moorbodens führen. Sie wurde außerdem sehr häufig noch dadurch gefördert, daß die leicht entzündlichen Föhrenwälder wiederholt durch Feuer zerstört wurden, wie die vorhandenen Aschen- und Kohlenlagen beweisen. Man braucht diese Brände durchaus nicht als einen Beweis der Trockenheit des säkularen Klimas anzusehen; denn man begegnet ihnen auch in Nadel- wäldern älterer geologischer Zeitalter. Sie sind unter den ver- schiedensten klimatischen Verhältnissen eine natürliche Begleit- erscheinung dieser Wälder, in denen der Blitz von Zeit zu Zeit verheerende Feuersbrünste entfachte, lange vor der Zeit, da der Mensch hier weilte!). Allerdings vermag ich das Niederbrennen der Nadelwälder nicht mit Herrn Dr. HagLuxnp, meinem geschätzten Mitarbeiter, ) In dem Waldtorf des präglazialen Hochmoors von Lüneburg fanden sich unter der obersten unverbrannten Holzlage nicht weniger als drei Brandlagen. (Abh. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt, Neue Folge, Heft 40, 1904.) als die gewöhnliche unmittelbare Ursache der Entstehung der über dem Föhrenwaldtorf lagernden Sphagnumtorfschicht unserer Moore zu betrachten!). Dem widerspricht allein schon der Umstand, daß sich sehr häufig eine und selbst mehrere durch unverbrannten Waldtorf umschlossene, Föhrenholzkohlen enthaltende Brand- lagen finden. In Wahrheit rühren die zuletzt entstandenen Stubben der Schicht, die auf und zwischen den angebrannten, nicht selten zu zwei oder drei unmittelbar übereinander stehen, meist gar nicht von Bäumen her, die durch Feuer zerstört wurden ?), sondern von solchen, die durch das Heranrücken des Hoch- moors zugrunde gegangen sind. Die abgestorbenen Stämme ragten eine Zeitlang über der Moostorfoberfläche empor, faulten an der Berührungsstelle zwischen dem Moorboden und der Luft spitz durch und fielen dann nieder. Meist wurden sie von Holzkäfern zerfressen und verrotteten. Wenn aber eine Feuersbrunst den noch unversehrten Wald in der Umgebung heimsuchte, so wurden auch sie vom Feuer verzehrt und hinter- ließen die Asche und die Kohlen, die wir auf den Stubben- spitzen und neben ihnen in dem Sphagnumtorf liegen sehen, der selber die deutlichen Spuren der Wirkung des Feuers er- kennen läßt. Aber ich würde mich mit Herrn Dr. Hacruxp in vollem Einvernehmen befinden, wenn er sich darauf beschränken wollte zuzugeben, daß die Brände, deren Spur wir z. B. gemeinsam auch unter starken Föhrenstubben des Waldtorfs der Rödemosse feststellten, die Ausbildung des Sphagnetums in dem wieder aufwachsenden Föhrenwalde insoweit begünstigt haben, als sie eine vermehrte Undurchlässigkeit des Moorbodens bewirkten, so daß auffallendes Regenwasser nicht mehr so rasch wie vordem versickerte und ablief, sondern in kleinen Bodenvertiefungen oft längere Zeit stehen blieb. Freilich muß die nächste Wirkung des Feuers infolge der direkten und indirekten Düngung, die es durch Aufschließen von Nährstoffen auf den Moorboden bewirkt — ein Umstand, auf dem bekanntlich die Brandkultur dieses Bodens beruht?) — der Ausbildung eines Sphagnetums !) E. HacrLunp: Om Hornborgasjön och omgifvande torfmarker. Svenska Mosskultur föreningens tidskrift 1907. — Om vära högmossars bildningssätt. Geol. Fören. "Förh., Bd. 30, Heft 4, 1908. 2) Die Stubben sind oft, und manchmal samt und sonders, mit einem Überzuge von Dopplerit versehen, der im trocknen Zustande den Anblick einer Verkohlungsrinde gewähren kann. 3) Direkt düngend wirken die in der Asche enthaltenen mineralischen Nährstoffe. nebst dem Ammoniak, das aus den organischen Stickstoff- verbindungen des Humus beim Erhitzen entsteht. Indirekt wirkt das 156 hinderlich gewesen sein, da ein vorhältnismäßig reicher Gehalt des Bodens und des Bodenwassers an leichtlöslichen Nähr- stoffen den Sphagnen mittelbar oder unmittelbar nachteilig ist. Sobald aber die durch das Feuer verfügbar gewordenen Nähr- stoffe von dem heranwachsenden Walde und seinen Begleit- pflanzen aufgebraucht waren, konnten sich in den Tümpeln oligotraphente Telmateten und in der Folge Sphagneten an- siedeln, durch deren bekannte peripherische Ausbreitung schließlich der wieder herangewachsene Waldbestand zum Ab- sterben gebracht wurde. Es ist ferner bekannt, daß ein einmal entstandenes Sphagnetum allmählich eine gewölbte Oberfläche annimmt, und daß das von ihr ablaufende Regenwasser seine Ränder vernäßt, so daß sich dort eine feuchteliebende oligo- oder mesotraphente Vegetation anzusiedeln vermag, über deren absterbenden Resten das Sphagnetum allmählich transgredierend fortwächst. Es bedarf daher nicht der Annahme, daß es der Eintritt einer niederschlagsreichen Zeit war, der die Ablagerung einer Sphagnumtorfschicht mit ihrer semiterrestrischen oder telmatischen Unterlage über dem Waldtorf ermöglichte. Die Aufeinander- folge von Alnetumtorf, Föhrenstubbenlage und Sphagnetumtorf mit oder ohne telmatische Unterlage setzt nur ein gleichmäßig feuchtes Klima während der Zeit ihrer Entstehung voraus. Wenn ich daher in dem Vorhandensein der Föhrenstubben- lage unseres Profils keinen irgendwie zwingenden Beweis dafür zu erkennen vermag, daß zur Zeit ihrer Entstehung eine trockene Säkularperiode herrschte, so glaube ich doch um so zuversichtlicher, eine solche an einer andern Stelle, nämlich in dem @Grenzhorizonte zwischen dem ältern und dem jüngern Sphagnumtorf, angedeutet zu sehen, und es erscheint daher gerechtfertigt, -sich mit diesen ld hier etwas eingehender zu beschäftigen. Die beiden Sphagnumtorfschichten zeigen nämlich trotz des gleichartigen Ursprungs, und trotzdem in beiden oft dieselben Sphagnumarten vertreten sind, eine höchst auffallende Ver- schiedenheit. Nämlich die jüngere Schicht läßt selbst in ihren tieferen Lagen die Moose in der Regel sehr deutlich und ohne weiteres erkennen, und ihr Material ist meist durch ein mehr Feuer, indem durch bloße Erwärmung. oder durch Austrocknen des Moorbodens Phosphorsäure (und Kali) aus ihren kolloidalenBindungen mit Ulmin geschieden und wasserlöslich werden. (TAcke, Untersuchungen über die Phosvorverbindungen des Moorbodens. Vierter Bericht über d. Arb. d. Moor-Versuchs-Station. Berlin 1898, S. 336f. . oder minder helles Braun gekennzeichnet. In dem ältern Sphagnumtorf sind dagegen die Sphagnen meist sehr stark ver- torft, ihre Blätter häufig in homogenes, strukturloses, gallertiges Ulmin verwandelt, in dem nur noch die besser erhalten ge- bliebenen Äste und Stämmchen verraten, daß es diese Moose waren, die die Hauptmasse des Torfs lieferten. Die schwieriger ulmifizierbaren akzessorischen Gemengteile, insbesondere die Faserscheiden des Eriophorum vaginatum und die Reiser der Calluna vulgaris oder der Krica tetraliv, Andromeda usw. treten dagegen in der durch die starke Zersetzung verhältnis- mäßig mehr geschwundenen Sphagnummasse häufig unverhältnis- mäßig stärker hervor und haben oft zu unrichtigen Vorstellungen über die Pflanzen geführt, die diesen Torf hauptsächlich erzeugten, und zu einer entsprechend unrichtigen Bezeichnung desselben. Die Farbe des ältern Sphagnumtorfs ist stets dunkel- bis schwarzbraun. Er liefert einen nach dem Trocknen harten, dichten und schweren, ausgezeichneten Brenntorf. Zur Torf- streubereitung ist er völlig unbrauchbar, und wo er nach seiner Entblößung zur landwirtschaftlichen Kultur benutzt wird, stellt er dem Ackerbau nicht unerhebliche Schwierigkeiten entgegen. Der jüngere Sphagnumtorf liefert dagegen meist einen sehr leichten, losen, wenig Hitze gebenden, geringwertigen Brennstoff, das wertvollste Material für die Bereitung von Torfstreu und Mull, und einen ausgezeichneten Ackerboden. Die beiden Sphagnumtorfschichten sind gewöhnlich scharf gegeneinander abgegrenzt, und diese Grenze ist es, die ich samt der benachbarten Partie des Liegenden als Grenzhorizont be- zeichnet habe. Man findet in ihm die Oberkante des ältern Sphagnumtorfs in der Regel durch reichliche Einlagerung dichter und großer Schöpfe von Eriophorum vaginatum, denen sich mehr oder minder reichlich Heidesträucher, gelegentlich auch Birken und Föhren beigesellen, ausgezeichnet, so daß man recht häufig von einer besondern Torfschicht sprechen kann, die allerdings nach unten gewöhnlich nicht scharf abgesetzt ist. Zuweilen gibt sie sich an den Torfwänden durch die Art, wie der Torf in ihr beim Trocknen zusammenschwindet und zerklüftet, deutlich als Verwitterungsrinde zu erkennen. Einmal fand ich sie in einem Moore durch auffallend reichliche Beimengung feinen Quarz- sandes ausgezeichnet, der durch Wind eingelagert worden war. Sphagnumreste sind in diesem Horizonte, wenn überhaupt, so immer sehr schlecht erhalten. Die Unterkante des jüngern Sphagnumtorfs ist oft auf weite Strecken durch einen raschen Wechsel von dünnen Lagen aus gut erhaltenen Sphagnen und von Bultlagen gekennzeichnet, 198 d. h. Lagen, die aus stark verwittertem, ziemlich losem Torf mit Resten von Heidesträuchern, Wollgräsern usw. bestehen. Die Sphagnumarten dieser Region gehören meist der Öuspidatum- Reihe an, deren Vertreter die nässesten Standorte bevorzugen, und dieselbe Vorliebe zeigt Scheuchzeria palustris, deren Reste hier oft massenhaft eingestreut sind. Man erkennt, daß sich das Moor gegen Ende der Balduae des ältern Ipeemaniort: an Stelle des zugrunde gehenden Sphagnetums mit einem dichten Rasen von Kriophorum vaginatum mit mehr oder minder reichlicher Beimischung von Heide usw. bedeckte, einer Vegetation, der wir auch gegenwärtig auf ent- wässertem Hochmoor häufig begegnen, solange es noch nicht der Brandkultur gedient hat und ganz langsam austrocknete. Man erkennt ferner, daß nach dieser Zeit starke Niederschläge eingetreten sein müssen, die eine zeitweilig bedeutende Ver- nässung der Mooroberfläche bewirkten, anfangs mit mehr oder minder kurzen Trockenperioden wechselten, denen die Bultlagen der Region über dem Grenzhorizont ihre Entstehung verdanken, und daß sich endlich eine relativ gleichmäßige Feuchtigkeit entwickelte, unter der sich das Sphagnetum erneuerte und durch sein Wachstum den jüngern Sphagnumtorf schuf. Hervorzuheben ist nun der starke und auffällige Unterschied in dem Erhaltungszustande der beiden Sphagnumtorfschichten, der durch das höhere Alter des ältern Sphagnumtorfs nicht allein erklärt werden kann. Denn der Sphagnumtorf diluvialer Moore, unter anderen auch des präglazialen Hochmoors von Lüneburg, steht in seinem Erhaltungszustande dem jüngern Sphagnumtorf der postglazialen Moore weitaus näher als dem ältern. Es muß zwischen beiden Bildungen eine Zeit gegeben haben, während der die zersetzenden Agenzien ausgiebig und hinreichend lange in die ältere Schicht einzudringen vermochten, ohne daß sie daran durch beständige Neuauflagerung von wassergesättigtem Torf gehindert wurden, die gewöhnlich in ähnlicher Weise vor Zersetzung schützend wirkt wie das moränische Material, das die diluvialen Hochmoore bedeckt hat. Die dargelegten Verhältnisse in dem Grenzhorizonte scheinen mir nun deutlich darauf hinzuweisen, daß sich jene Zeit durch relative Trockenheit auszeichnete, eine Trockenheit, die groß genug war, um das Gedeihen ausgedehnter, freier Sphagnetum- flächen, das an reichliche und ziemlich gleichmäßig über das Jahr verteilte Niederschläge gebunden ist, zu verhindern, der weitern Auflagerung von Senior: en ein Ende zu machen und ein Überwachsen des Moors mit Wollgras und 159 Heide zu veranlassen, die unter solchen Verhältnissen nur un- bedeutende ran m hinterlassen. Während dieser Zeit muß das Moor so weit ingame sein, daß das sauerstoffhaltige Wasser gelegentlicher Nieder- nn verhältnismäßig nn und tief bis zu den durch Brand verdichteten Lagen des Föhrenwaldtorfs einzudringen vermochte und den chemischen Zustand, in dem wir die Moosreste jetzt in dem ältern Sphagnumtorf antreffen, wenn nicht vollendete, so doch ausgiebig vorbereitete. In dieser Annahme bestärkt mich das Verhalten der in dem ältern Sphagnumtorf vorhandenen Brandlagen. Es würde zu weit führen, wollte ich an dieser Stelle auf die Darlegung meiner Befunde an ihnen näher eingehen; sie bedürfen einer besondern Darstellung. Ich begnüge mich mit dem Hinweise, daß Brände auf Hochmooren aller Zeiten stattgefunden haben, aller Wahrscheinlichkeit nach im Zusammenhange mit den er- wähnten Waldbränden, und daß sie eine weit verbreitete Er- scheinungsind. Siesind wahrscheinlich in verhältnismäßigtrocknen Jahresläuften entstanden, die es auch in früheren feuchten Säkularperioden wie in der Gegenwart öfters gegeben haben wird. Wie in dieser mögen solche vorübergehenden trocknen Jahre weite Regionen Europas gleichzeitig heimgesucht und in den verschiedensten Gegenden jedesmal um annähernd dieselbe Zeit Wald- und Moorbrände veranlaßt haben, worauf meine Befunde zu deuten scheinen. Aber ich sehe mich außerstande, in den Brandlagen die Beweise trockner Säkularperioden des Klimas zu erkennen. Daß nun diese Brandlagen ähnlich wie die des Waldtorfs der fünften Schicht unseres Moorprofils für Wasser verhältnis- mäßig schwer durchlässige Bodenlagen sind, beweist der Um- stand, daß es über ihnen an Torfwänden im Winter und zeitigen Frühjahr hervorsickert. Sie stellen in der Tat jene Sickerwasserhorizonte dar, die Herr Professor PoToxıE vom Großen Gifhorner Moor beschrieben und für besondere Grenz- horizonte erklärt hat!), wozu meines Erachtens kein Grund vorliest?).. Hier ist nur hervorzuheben, daB man unter den "ı) H. Poronız: Das Auftreten zweier Grenztorfhorizonte innerhalb eines und desselben Hochmoorprofils.. Jahrb. d. Kgl. Geol. Landes- anstalt Berlin, Bd. XIX, Teil II, 1909, 5. 398 f. ?) Beiläufig sei bemerkt, daß Brandlagen auch im jüngern Sphagnumtorf des Großen Gifhorner Moores nicht fehlen, aber nicht auf weiten Strecken im Zusammenhange durch das Moor verfolgt werden können, wie einige des ältern Sphagnumtorfs. Indessen fehlt es anderwärts im jüngern Sphagnumtorf nicht an einer durch das ganze Moor laufenden, stark ausgeprägten Brandlage. Brandlagen des ältern Sphagnumtorfs stellenweise die Moose besser als sonst in derselben Schicht an der gleichen Stelle erhalten findet. Im Einklange mit meiner Mutmaßung über die Ursache der starken Zersetzung des alten Sphagnumtorfs erkläre ich mir diese verhältnismäßig bessere Erhaltung daraus, daß die Brandlage an der betreffenden Stelle den Zutritt des sauerstoffhaltigen Niederschlagswassers zu der unmittelbar unter ihr befindlichen Bodenlage beständig, insbesondere während der Zeit des Grenzhorizontes erschwert hat. Auch der jüngere Sphagnumtorf erleidet eine Zersetzung, die ihn dem ältern ähnlich macht. Von den Fällen, wo es geschieht, sei hier nur der folgende besprochen, der auf die Vorgänge zur Zeit des Grenzhorizontes einiges Licht zu werfen vermag. | Sobald nämlich ein vom jüngern Sphagnumtorf gebildetes - Hochmoor ausreichend entwässert ist, stirbt das Sphagnetum auf ihm ab, das Moor bewächst mit Wollgras und Heide, und die Authöhung des Bodens hört auf. Vielmehr sinkt das Moor jetzt erheblich zusammen, Luft und sauerstoffhaltiges Regen- wasser dringen ein, die Moosreste zerfallen infolge der Zer- setzung vollständig, und der Boden nimmt statt der licht- braunen eine dunkelbraune Farbe an!). Aber selbst bei solchen nordwestdeutschen Hochmooren, die länger als ein Jahrhundert entwässert daliegen, ist die Zersetzung doch nicht mehr als höchstens etwa 25 cm tief von der Oberfläche her eingedrungen, meist viel weniger. Man kann nun nicht gut annehmen, daß die zersetzenden Kräfte zur Zeit des Grenzhorizontes auf den ältern Sphagnum- torf wirksamer gewesen wären als gegenwärtig. Eher waren sie damals träger, wenn unsere Annahme zutrifft, daß zu jener Zeit ein niederschlagsärmeres Klima bestand, da ja dann das sauerstoffbeladene Wasser der atmosphärischen Niederschläge minder häufig zur Verfügung stand. Aber selbst wenn wir in dieser Hinsicht für damals und jetzt Gleichartigkeit voraussetzen, so ist zur Zersetzung einer Sphagnumtorfschicht, die vor deren Beginn stärker als 2m gewesen sein muß, ein Zeitraum von rund tausend Jahren an- zunehmen. ') Die Ahnlichkeit mit den Vorgängen im ältern Sphagnumtorf lehrt eine Beobachtung, die ich in einem norwegischen Hochmoore machte. Dort lief eine Brandlage stellenweise durch die zersetzte Schicht an der Oberfläche des jüngern Sphagnumtorfs, und zwar hatte sie den unter ihr befindlichen Teil ebenso gegen die Zersetzung geschützt, wie es ‚oben von den Brandlagen des ältern Sphagnumtorfs berichtet wurde. 161 Daher ist es wahrscheinlich, daß die Zeit des Grenz- horizontes eine lange währende säkulare Trockenperiode ge- wesen ist. Ich habe aber nichts gefunden, was zu der Annahme be- rechtigt, daß diese niederschlagsärmere Zeit bei uns auch nur vorübergehend Steppenverhältnisse bedingt hätte. Eher deuten die Befunde darauf hin, daß selbst während dieser Zeit stellen- weile noch eine geringe und langsame Sphagnumtorfbildung erfolgt ist. Ich fasse das Ergebnis meiner Darlegung folgendermaßen zusammen: Die Moore Norddeutschlands lassen in dem Teile, der sich seit dem Milderwerden des Klimas nach der letzten Eiszeit bis zur Bildung des ältern Sphagnumtorfs abgelagert hat, keine Andeutungen eines Wechsels klimatischer Feuchtigkeit erkennen, der sich auffällig und unzweideutig in ihrem Aufbau ausgeprägt hätte. Ob es mit geringeren säkularen Feuchtigkeitsschwankungen der Fall ist, läßt sich nach dem gegenwärtigen Standpunkt unserer Einsicht nicht mit Sicherheit erkennen. Dagegen wurde die Sphagnumtorfbildung durch eine mit Ausnahme beschränkter Örtlichkeiten im allgemeinen hinreichend deutlich ausgeprägte säkulare Trockenperiode unterbrochen, die dem Grenzhorizonte entspricht. Darnach wurde das Klima wieder feuchter, so daß sich auf den älteren Hochmooren wieder Sphagnumtorf — der Jüngere nämlich — ununterbrochen und reichlich abzulagern vermochte. Herr Dr. SERNANDER hat den jüngern Sphagnumtorf mit der subatlantischen, den Grenzhorizont mit der subborealen Periode des Bryrrschen Systems identifiziert!). Dagegen läßt sich nichts einwenden, solange man dieses für Europa wenigstens universelle Bedeutung beanspruchende System auch in der von genanntem Forscher abgeänderten Gestalt als eine zurzeit nicht für jeder- mann verbindliche Arbeitshypothese betrachtet. Der Ein- ordnung der unter dem Grenzhorizont befindlichen Schichten unserer Moore (und der einen ähnlichen Aufbau zeigenden, die man im südlichen und mittlern Schweden trifft) in die atlantische und subboreale Periode jenes Systems vermag ich mich aus dem oben angedeuteten Grunde vorderhand nicht anzuschließen. BY R. SERNANDER: On the Evidence of Postglacial Changes of Climate, furnished by the Peat Mosses of Northern Europe. Geol. Fören. Förh., Bd. 30, Heft 7, 1908. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1909. 11 162 Es ist nicht unwahrscheinlich, daß der jüngere Sphagnum- torf mit dem Upper Turbarian des GeEIKIEschen Systems und der Grenzhorizont, trotz einiger Bedenken mit Rücksicht auf Herrn Lewis!) Befunde, mit dem Upper Forestian gleichbedeutend sind. Die Identifizierung mit den älteren Perioden des GEIKIE- schen Systems der Postglazialzeit durchzuführen sehe ich mich aber ebenfalls vorläufig außerstande. Jedenfalls sind die Klima- schwankungen, die während derselben nach den Darstellungen des Herrn Lewis in Schottland stattgefunden haben, bei uns, wenn überhaupt, so nach den bisherigen Befunden doch nicht so stark ausgeprägt gewesen, um sich mit unzweifelhafter Deutlichkeit in dem Aufbau norddeutscher Moore überall aus- zusprechen. Dagegen scheint es mir, daß es auch bei uns in der Post- glazialzeit ein Maximum klimatischer Wärme gegeben hat, wie Herr Professor GUNNAR ANDERSSON ein solches in Schweden festgestellt hat?).. Soweit ich die Sache zurzeit zu beurteilen vermag, fand es vor der Entstehung des jüngern Sphagnum- torfs während oder zu Beginn der Zeit des Grenzhorizontes statt, lange nach der Zeit, da das Litorinameer unsere ÖOstseeküsten zu überfluten begonnen hatte?) und ungefähr um die Zeitwende, die das Ende der jüngern Steinzeit in unserm Lande bezeichnet. Eine andere säkulare Anschwellung der mittleren Jahres- temperatur hat in Mitteleuropa möglichenfalls schon während eines frühern Abschnittes der Postglazialzeit stattgefunden, worauf gewisse paläontologische Befunde zu deuten scheinen. !) Francıs J. Lewis: The Plant Remains in the Seottish Peat Mosses. Transact. of the Royal Society of Edinburgh 1905 —1907. ?) GUNNAR ANDERSSON: Hasseln ı Sverige fordom och nu. Stock- holm 1902. ®) Exeuers Botan. Jahrbücher Bd. 42, 1909, S. AT. Manuskript eingegangen am 15. Januar 1910.) 9. Die Beziehungen der nordwestdeutschen Moore zum nacheiszeitlichen Klima. Von Herın J. STOLLER in Berlin. Mit dem Problem des nacheiszeitlichen Klimas und seines Verlaufes bis zur Gegenwart haben sich die deutschen Geologen bisher nur in geringem Maße beschäftigt. Die Bildungen des Alluviums zeigen bei uns nicht die große Mannigfaltigkeit in petrographischer Entwicklung, nicht die reiche Gliederung in stratigraphischer Beziehung wie in Schweden und Dänemark. Dort haben deshalb in erster Linie geologisch-paläontologische Forschungen die Frage des nacheiszeitlichen Klimas ihrer Lösung zugeführt, während in Deutschland das Problem bisher einseitig fast nur von deduktiv arbeitender biogeographischer, speziell pflanzengeographischer Seite ernstlich in Angriff ge- nommen wurde. Im folgenden sollen die Beziehungen der nordwestdeutschen Moore zum nacheiszeitlichen Klima kritisch erörtert werden. Obwohl über die zahlreichen Moore dieses Gebietes eine ziem- lich umfangreiche Literatur vorliegt, sind doch die wenigsten Moore geologisch-paläontologisch eingehend und erschöpfend bearbeitet worden. Die wichtigsten Resultate verdanken wir ©. A. WEBER, der eine Reihe von Mooren nach dieser Methode in mustergültiger Weise untersucht hat. In der gesamten übrigen Literatur dagegen wird fast regelmäßig nur die eine oder die andere Seite des Moorproblems mehr oder weniger eingehend behandelt, während exakte stratigraphisch-palä- ontologische Untersuchungen meist garnicht ausgeführt wurden. Meine eigenen gelegentlichen Untersuchungen in dieser Be- ziehung aber erstrecken sich nur auf eine kleine Zahl von Mooren des Gebietes, so daß noch viel zu tun ist, ehe eine er- _ schöpfende Darstellung der Entwicklungsgeschichte unserer Flora auf einwandfreier Basis möglich ist. Eine ausführliche Beschreibung des Aufbaues der Moore and eine Aufzählung aller ihrer Einschlüsse fällt außerhalb ur 164 des Rahmens dieser Arbeit. Es sollen nur diejenigen Punkte stratigraphischer und paläontologischer Art erörtert werden, aus denen sich Schlüsse in bezug auf das Klima ergeben. Die ältesten hierher gehörigen pflanzenführenden Ab- lagerungen zählen zwar nicht zu den Moorbildungen, müssen aber der Vollständigkeit wegen doch berücksichtigt werden. 1. Die glazialen Süßwasserschichten. In Nordwestdeutschland lassen die alluvialen pflanzenführen- den Ablagerungen im wesentlichen denselben Gang in der Ent- wicklung der heutigen Pflanzenwelt erkennen, der durch die rastlosen Bemühungen zahlreicher schwedischer, dänischer und norwegischer Forscher für die skandinavische Flora festgestellt wurde. Auch bei uns wird der älteste Abschnitt der Floren- geschichte durch eine Tundrenflora bezeichnet, für die das Fehlen jeglichen Baumwuchses charakteristisch ist, und die sich mancherorts in einen untern Horizont mit Dryas octopetala und Salix polaris und einen obern Horizont mit Salix phylieifolia. und Salix reticulata neben Dryas octopetala gliedern läßt (XIX, S.260. Vollständiges Literaturverzeichnis bis zum Jahre 1902). Betula nana kommt in beiden Horizonten vor, findet sich aber unter besonderen Verhältnissen selbst noch in weit jüngeren Schichten. Man wird sie deshalb am besten nicht als Leit- pflanze für die glazialen Süßwasserschichten wählen. Dagegen ist Dryas octopetala fast ausschließlich auf diese älteste Stufe beschränkt. Man bezeichnet darum die erste Periode der norddeutschen Florenentwicklung am besten als Dryasperiode wie in Skandinavien. Es ist m. E. nicht ohne Bedeutung, daß alle bis jetzt be- kannt gewordenen Fundorte für die erste pflanzliche Besiedelung des eisfrei gewordenen Bodens Nordwestdeutschlands sich um die Süd- und Westküste der Ostsee herum gruppieren, ferner, daß die pflanzenführenden Ablagerungen bis gegen Ende dieser Periode lediglich aus Süßwassertonen bestehen, die in Mulden direkt über der Moräne zum Absatz gelangten und einge- schwemmte Blätter und Reiser der genannten Arten enthalten. Wasserpflanzen sind in dieser Periode noch selten; doch treten namentlich im obern Horizont regelmäßig mehrere Potamogeton- Arten auf. Dazu gesellen sich einige andere, von denen Myriophyllum spicatum, Hippuris vulgaris und Batrachium aquatile confervoides die wichtigsten sind. 165 II. Stratigraphie und Paläontologie der nordwestdeutschen Moore. Für die Erkenntnis der weiteren Entwickelung der nord- westdeutschen Flora sind wir fast ausschließlich auf das Studium der Moore angewiesen. Bei der großen Verbreitung der Moore in Norddeutschland bietet dieser Umstand eine gewisse Gewähr dafür, daß die horizontale und vertikale Verbreitung der meisten Arten der in Mooren auftretenden Pflanzenvereine sowie ein- zelner Arten, die in der Nähe der Moore leben, ziemlich genau festgestellt werden kann. Dagegen bleibt infolge jenes Um- standes die Geschichte vieler Arten, die die Nähe der Moore meiden, aber klimatologisch uns sehr wertvolle Aufschlüsse geben könnten, in Dunkel gehüllt. Die ‚nordwestdeutschen Moore, welche für unsere Frage in Betracht kommen, lassen sich nach ihrem Alter — ohne Rück- sicht auf die Art ihrer Entstehung und ihrer weiteren Ent- wicklung — in zwei Gruppen ordnen. Wir unterscheiden dem- nach im folgenden ältere und jüngere Moore in Nordwest- deutschland. Das Alter der Moore läßt sich aus ihrer Strati- graphie und Fossilführung bestimmen. ı. Die älteren Moore. Die erste Gruppe umfaßt Moore, deren älteste Schichten bis in die Zeit zurückreichen, die der Dryasperiode direkt ge- folgt ist. Jene ältesten Schichten bestehen einerseits, und zwar in den meisten bekannten Fällen, aus Faulschlammbildungen, die in stehendem, verhältnismäßig tiefen Wasser zum Absatz gelangten, anderseits aus Moorbildungen s. str., die teils als Sumpftorf in seichtem Wasser entstanden, teils als Rasentorf bzw. Waldtorf sich über mehr oder weniger ausgedehnte flache, jedenfalls aber sehr feuchte Niederungen ausbreiteten. Über den ältesten Schichten folgt nun in ganz normaler Weiter- entwicklung der Moore bis zur Gegenwart in einem Fall Flach- moortorf, im andern Fall Hochmoortorf bzw. Hochmoor- torf über Flachmoortorf, je nach den lokalen ökologischen Ver- hältnissen der Bildungsstätte, namentlich in bezug auf den Nährstoffgehalt des zugeführten Wassers und in bezug auf den Grundwasserstand. Öhne aber die Stratigraphie der Moore hier ausführlich zu erörtern, muß doch auf die Hochmoore der ersten Gruppe etwas näher eingegangen werden, da sie für die Lösung der Klimafrage ein wichtiges stratigraphisches Merkmal enthalten. Es sei im folgenden der Typus eines solchen Moores, unter Weglassen aller lokalen Besonderheiten, kurz geschildert. Auf den ältesten Schichten eines derartigen Hochmoores folst zunächst ein mehr oder weniger mächtiger, überaus stark zer- setzter Hochmoortorf (Sphagnetumtorf), in dem mit Ausnahme der nicht häufigen, regellos im Torf zerstreuten holzigen Bestandteile fast durchweg alle pflanzlichen Reste derart des- organisiert sind, daß sie nur in den seltensten Fällen ohne große Mühe wiedererkannt und bestimmt werden können. Dieser Hochmoortorf („älterer Sphagnetumtorf“) schließt nach oben mit einer stark erdig oder mulmig zersetzten, zuweilen bröckeligen und holzreichen dünnen Schicht („Grenztorf*) scharf gegen den das Hangende der beiden bisher genannten Torf- schichten bildenden und nur schwach zersetzten Hochmoortorf („jängern Sphagnetumtorf“) ab, dessen Bildung bis in die Zeit der Gegenwart anhielt (bzw. noch anhält). Die Moore an der untern Ems, vor allem das große Bourtanger Moor, sind treff- liche Beispiele dafür, ebenso Teile des Schweier Moores an der untern Weser, des Kehdinger Moores an der untern Elbe und das Gifhorner Moor. Was die in den Mooren der ersten Gruppe eingeschlossene Flora betrifft, so sollen im folgenden nur diejenigen Arten zur Besprechung herangezogen werden, die in dieser oder jener Richtung als klimatische Indikatoren gelten können. Das sind aber in einwandfreier Weise die allerwenigsten Wasser- und Moorpflanzen, da sie in ganz besonderem Maße unter edaphischen Einflüssen leben; sondern es kommen hierfür vornehmlich die Pflanzen des festen Landes, und zwar vor allem die Baum- gewächse, in Betracht. Die phytopaläontologische Untersuchung der Moore kann aber im allgemeinen nur das Vorhandensein anemophiler Bäume während der verschiedenen Entwicklungs- phasen der Flora nachweisen, d. h. solcher Bäume, deren Pollen vom Winde weithin entführt und in großen Mengen u. a. auch über die Moore zerstreut werden. Zur Vervollständigung des Bildes werden daher einzelne Resultate aus meinen gelegent- lichen phytopaläontologischen Untersuchungen mitverwertet, die sich auf pflanzenführende alluviale Ton- und Faulschlammton- gesteine beziehen. Die Moore der ersten Gruppe lassen nun übereinstimmend folgenden Entwicklungsgang der nordwest- deutschen Pflanzenwelt erkennen. Die ältesten Schichten führen bereits nicht nur reichlich Pollen von Betula alba und Pinus silvestris, sondern auch deren Holzreste, so daß für das nordwestliche Deutschland die An- lo nahme begründet ist, daß auf die Dryasperiode hier sofort eine Birken-Kiefernperiode folgte, ohne daß eine Periode der Birke und der Zitterpappel s. str. zwischengeschaltet wäre (s. Anmerk. 1). Birke und Kiefer blieben sehr lange nicht bloß die herrschenden, sondern wohldie einzigen Waldbildner, die dieMoore in weitem Umkreis umgaben und in zerstreuten Exemplaren auch auf diesen selbst Fuß faßten. Man trifft in den bisher genau unter- suchten Hochmooren der ersten Gruppe vom Liegenden aufwärts bis dicht unter den Horizont des Grenztorfes ausschließlich ihre Holzreste, seien es einzelne Wurzeln oder Stubben oder Stamm- bruchstücke und Reiser, und auch die in diesen Schichten nach- gewiesenen Pollen anemophiler waldbildender Bäume gehören fast nur der Birke und der Kiefer an (s. Anmerk. 2). Die alten Flachmoore weisen in ihren ältesten Schichten von wald- bildenden Bäumen ebenfalls nur Reste der Birke und z. T. der Föhre auf. Dazu gesellen sich neben der Zitterpappel ( Populus tremula) strauch- und baumartige Weiden, von denen allmählich der Formenkreis der Salir caprea überwiegt (s. Anmerk. 3). Was die torfbildenden Sumpfpflanzen dieser Entwicklungsphase betrifft, so interessiert hier namentlich das frühe Auftreten von Phragmites communis und Menyanthes trifoliata. Man findet beide Arten bereits in den allerältesten Schichten dieser Moore: in einem Falle (XIX, S. 252) wurde Phragmites communis sogar noch zusammen mit Dryas octopetala, Salix phylieifolia und Salix reticulata gefunden. Unter den Wasserpflanzen nehmen die Potameen rasch an Artenzahl zu und es gewinnen .\uphar luteum una N\ymphaea alba sehr bald an räumlicher Ausdehnung. Erst in der Nähe des Grenztorfes ändert sich im Profil der älteren Hochmoore das Florenbild. Ziemlich gleichzeitig treten in den betreffenden Schichten die Pollen der Hasel (Corylus Avellana), der Eiche (Quercus pedunculata) und der Erle ‚(Almus glutinosa) auf. Die Eiche wird rasch der herrschende Waldbaum, ohne daß aber Birke und Kiefer verschwinden. Dieselbe Erscheinung bieten uns die alten Flachmoore dar, die in diesem Horizont auffallend viele makroskopische Reste jener Bäume, besondersaberderen Pollen enthalten. Mitandern Worten, die Birken-Kiefernperiode wird von der Eichenperiode ab- gelöst. Es scheint, daß die Eiche etwas früher als die Erle, und die Hasel etwas früher als die Eiche im Gebiet aufgetreten ist. Die Linde (wahrscheinlich stets Tilia parvifolia) lebte bereits damals am Rande der Moore, sie scheint gleichzeitig mit der Hasel sich über den größten Teil des Gebietes verbreitet zu haben. Dazu kommen die Esche (Frazinus excelsior) und der Hartriegel (Cornus sanguinea), über deren Einwanderungszeit 168 indes wegen der Seltenheit ihrer Funde keine genauen Angaben möglich sind (s. Anmerk. 4). Charakteristische Vertreter der Sumpfflora der Eichenperiode sind u. a. namentlich Cladium Mariscus, Carex Pseudo-Cyperus und Lycopus europaeus, die alle schon zu Beginn dieser Periode im Gebiet heimisch sind. Dasselbe gilt für die der Eichenperiode eigentümlichen Vertreter aus der Reihe der Wasserpflanzen, nämlich Ceratophyllum demersum, C. submersum und Najas major, während Trapa natans wohl einem jüngern Abschnitt der Eichenperiode angehört. Ungefähr gleichaltrig mit dem Grenztorf der älteren Hochmoore oder nur sehr wenig jünger sind zahlreiche gering mächtige Waldtorflager im Küstengebiet der Nordsee (s. Anmerk. 5), von denen ein, Teil jetzt von einer mehrere Meter mächtigen Schlick- ablagerung, weiter landeinwärts von jüngerem Hochmoortorf bedeckt wird, während ein anderer Teil seewärts bis auf mehrere Kilometer Küstenentfernung (z. B. unterhalb der Wesermündung bis zur 20 m-Tiefenlinie) unter den Wogen der Nordsee begraben liegt. Jene alten versunkenen Wälder bestanden aus mächtigen Eichen neben Birken, Kiefern und Erlen und konnten wie an der nordwestdeutschen so auch an der ganzen holländischen Küste nachgewiesen werden. Die jüngsten Torfschichten der älteren Moore, nämlich alle Schichten, die jünger sind als der „Grenztorf“, tragen mehr oder weniger Hochmoorcharakter, und zwar umfassen sie einer- seits typischen Hochmoortorf, wie er namentlich in dem „jüngeren Sphagnetumtorf“ der alten Hochmoore auftritt, und andrer- seits alle Stadien der Übergangsbildungen vom Flachmoor- zum Hochmoortorf in den hangenden Schichten der alten Flachmoore von dem Horizont ihres Profiles an, in dem die verschiedensten Hochmoorpflanzen (‚Sphagnum, Eriophorum, Seirpus, Calluna usw.) mehr und mehr an Boden gewinnen („Zwischenmoorschichten“ genannt) bis zur völligen Unterdrückung der Flachmoorvegetation. Für die Entwicklungsgeschichte der nordwestdeutschen Flora verzeichnen diese jüngsten Schichten der älteren Moore nur noch einen geringen Fortschritt. Am wichtigsten ist das Auftreten der Buche (Fagus silvatica) zu einer verhältnismäßig frühen Zeit, als Eichen und Erlen noch lange die herrschenden Waldbäume waren. Doch begegnet man in den Mooren den makroskopischen Resten der Buche nur selten (vgl. z. B. V, S. 9—10, ferner S. 29, Anmerk. 1 und IV, S. 24), und auch ihre Pollen sind im Verhältnis zu denen der Eiche und der Erle in den betreffenden Schichten durchaus nicht häufig. Dieser Umstand deutet wohl an, daß die Buche in unserem Gebiet nie zur völligen Herrschaft über die Eiche gelangt ist, so daß wir hier von einer Buchen- pe periode nur mit Einschränkung sprechen können. Die Buche ist in ihren Ansprüchen an den Boden weit wählerischer als die Eiche, namentlich in bezug auf Kalk- und Lehmgehalt des Untergrundes. Darin liegt wohl der Hauptgrund für jene Erscheinung, nicht etwa in klimatischen Differenzen zwischen unserm Gebiet und andern Gebieten, wo die Buche tatsächlich die Eiche verdrängte. Nach dem überaus häufigen Vorkommen der Erle in den Torfschichten dieser Periode nennt man sie vielleicht besser Erlen-Buchenperiode als Buchenperiode. Sie leitet unmerklich zur historischen Zeit, der rezenten Zeit in geologischem Sinne, herüber, in welcher nicht bloß in Nord- westdeutschland die natürliche Weiterentwicklung der Pflanzen- welt durch intensive Kulturarbeit des Menschen in bestimmte Bahnen gelenkt wird. 2. Die jüngeren Moore. Die Moore der zweiten Gruppe sind bedeutend jünger als die Moore der ersten Gruppe und reichen in ihren Anfängen nur bis in die Zeit der Eichenperiode zurück. Hierher gehört die Mehrzahl unserer Moore, und zwar umfaßt die Gruppe wohl sämtliche Flachmoore in den alluvialen Talböden unserer Flüsse, dazu sehr viele jetzt in einem mehr oder weniger vor- geschrittenen Stadium der Zwischenmoore befindliche größere und kleinere .Wannenmoore auf den diluvialen Flußterrassen und die meisten Hochmoore im Gebiet des Höhendiluviums, die sich im Verhältnis zu den älteren Hochmooren durch kleinen Um- fang, geringe Mächtigkeit und das Fehlen von „älterem Sphagnetumtorf“ auszeichnen. Gemeinsam ist von unserm Ge- sichtspunkt aus allen jüngeren Mooren, daß an ihrer Basis neben Birken und Kiefern reichlich makroskopische und namentlich mikroskopische Reste der Hasel, der Linde, der Eiche und vor allem der Erle auftreten. Man wird demnach den Anfang der Bildung dieser Moore in den meisten Fällen an den Schluß der Eichenperiode zu verlegen haben, d. h. in den Zeit- abschnitt, welcher der Zeit des „Grenztorfes“ direkt folgte. Was, vom Gesichtspunkte der Klimafrage aus betrachtet, die Stratigraphie der hierhergehörigen Moore unseres Gebietes betrifft, so lassen die Flachmoore überhaupt keine über lokale Bedeutung hinausgehende Gliederung zu, wenn man nicht der Sache Zwang antun will, und die Hochmoore meist nur insofern, als viele von ihnen sich auf einer meist ganz gering mächtigen Schicht Waldtorf (s. Anm. 6) mit Resten der erwähnten Bäume 170 aufbauen, d. h. aus einem versumpfenden Wald hervor- gegangen sind. Bezüglich der in den jüngeren Mooren eingeschlossenen Pflanzenreste ist nur zu erwähnen, daß sie von der Eichenperiode an aufwärts genau dieselben Stufen in der Entwicklungs- geschichte unserer Flora erkennen lassen, welche wir aus dem Studium der älteren Moore kennen gelernt haben. Auf das Vorkommen der Fichte (Picea excelsa) wurde in den bisherigen Ausführungen nicht eingegangen, weil sie in Nordwestdeutschland wahrscheinlich nur vorübergehend auftrat und auf den Gang der Florengeschichte bei uns keinerlei Ein- fluß hatte. Dagegen möge der Vollständigkeit halber an dieser Stelle der vielumstrittene wichtige Punkt kurz erörtert werden, der den Endemismus der Fichte in Nordwestdeutschland betrifft. Die Fichte kommt gegenwärtig an wenigen Stellen Nord- hannovers unter Verhältnissen vor, die auf ihr Vorkommen da- selbst schon vor 200—300 Jahren schließen lassen und, wie auch aus andern Gründen hervorgeht, ihre Spontaneität dort wahrscheinlich machen (eine übersichtliche Zusammenstellung hat BrAnpes (Il) gegeben). Merkwürdigerweise sind jene Stand- orte in weitem Bogen um das Zentralgebiet der Lüneburger Heide herum angeordnet, indem sie südlich und westlich einer Linie liegen, die von Öelle-Unterlüß im Süden sich über Wals- rode-Syke im Westen gegen Tostedt-Harburg im Norden hinzieht. In dasselbe, die eigentliche Lüneburger Heide ausschließende Gebiet fallen auch die wenigen bis jetzt bekannt gewordenen Fundorte für das subfossile Vorkommen der Fichte (s. Anmerk. 7). Nach den bis heute vorliegenden Untersuchungen scheint hier die Fichte zum erstenmal aufgetreten zu sein, als die Buche sich einbürgerte, und neben der Eiche die Erle der herrschende Waldbaum war. Ihre Einwanderung muß von Süden bzw. von Südwesten her erfolgt sein, da weder in England noch in Holland die Fichte als indigen nachgewiesen werden konnte, und ihr subfossiles Vorkommen selbst für Flandern bezweifelt wird (XXIV, S. 71—-72,:vel. auch a. a. 0.8. 165) Bersihrem raschen nördlichen Vordringen scheint die Fichte die Talgebiete der Ems und der Weser bevorzugt, dagegen das zentrale Gebiet der Lüneburger Heide gemieden zu haben (soweit ich nach meinen bisherigen diesbezüglichen Studien, die sich namentlich auf die Moore im Talgebiet der Örtze-Gerdau zwischen Hermanns- burg und Eimke beziehen, urteilen kann). Dadurch würde das gänzliche Fehlen eines Fichtenrestwaldes, ja selbst einzel- stehender alter Exemplare der Fichte in diesem Gebiet sich von 171 selbst erklären (vgl. Braxpes, Il). Im nördlichen Teil unseres Gebietes konnte sich die Fichte im Kampf mit Eiche, Erle und Buche anscheinend nur ganz vorübergehend behaupten und mußte sich rasch wieder nach Süden zurück- ziehen bis zu einer Linie, die ungefähr von Bodenteich (Kreis Ülzen) im Osten über Unterlüß-Hermannsburg nach Westen bis ungefähr Walsrode reicht und von dort im Bogen über Nienburg in der Richtung nach Minden sich fortsetzt. Diese Linie schließt mit der von Minden über Hannover gegen Wolfenbüttel verlaufenden heutigen Nordgrenze der spontan vorkommenden, geschlossene Wälder bildenden Fichte eine Zone ein, in der sie sich subfossil bis in die jüngsten Schichten der Moore nachweisen läßt, und wo sie bis heute noch auf größeren Flächen urwüchsig vorkommt. Im Oberharz hat, wie schon aus der Höhenlage erklärlich, die Fichte die Rolle der Buche übernommen; dort folgt, wie ich durch aus- gedehnte Untersuchungen der Oberharzer Hochmoore feststellen konnte, auf die Eichenperiode (mit Eichen, Haseln, Erlen, Kiefern, Linden) sofort die Fichtenperiode, in der die Fichte zunächst noch lange mit der Kiefer zusammen wuchs, bis sie schließlich die alleinige Beherrscherin des Gebirges wurde. Die weit im Norden von der heutigen Fichtengrenze gelegenen wahrscheinlich ursprünglichen Fichtenbestände bei Harpstedt und Harburg-Rosengarten scheinen letzte versprengte Rest- wälder zu sein, die lediglich lokal beschränkten günstigen Wachstumsbedingungen (relativ große Luftfeuchtigkeit, Höhe der jährlichen Niederschlagsmenge) ihr Dasein danken. Obige Ausführungen über den Endemismus der Fichte in Nordwestdeutschland können nur als vorläufige Ergebnisse von nicht abgeschlossenen Untersuchungen gelten und bedürfen der Nachprüfung durch Ausdehnung ähnlicher Studien auf die große Zahl der noch nicht untersuchten Moore im Gebiet. Soviel läßt sich aber schon heute erkennen, daß die Fichte wohl mit der Buche und Erle zusammen rasch nach Norden vorgedrungen ist, sich aber im größten Teil des Gebietes nicht halten konnte und weit nach Süden zurückweichen mußte. Ob die heutige Nordgrenze ihres geschlossenen Areals noch im zurückweichenden Stadium sich befindet, ob sie stationär ist, oder ob sie erneut nordwärts sich vorschiebt, das ist eine offene Frage. Ob die Erscheinung klimatische Ursachen hat und als Ausdruck eines sich vorbereitenden Klimawechsels zu deuten ist (vgl. ein ähn- liches, wenn auch nicht derart auffälliges Verhalten der Kiefer in Nordwestdeutschland), auch das steht dahin. Eine befriedigende Erklärung für sie läßt sich zurzeit jedenfalls nicht geben. Ill. Vergleich der florengeschichtlichen Perioden Nordwest- deutsehlands mit den geologischen Zeitabschnitten des Bal- ticums nach der Eiszeit. Versuchen wir die einzelnen Perioden unserer Floren- geschichte in die geologischen Abschnitte der Alluvialzeit ein- zuordnen, so erhalten wir den Schlüssel dazu in den Moor- bildungen im Küstengebiet der Nordsee und namentlich der Ostsee. Hier fällt der Beginn der Litorinazeit mit dem End- abschnitt der Eichenperiode zusammen. Die Erlen-Buchen- periode begann etwas später und dürfte mit der zweiten Hälfte der Litorinazeit zusammenfallen. Demnach decken sich Dryas- periode, Birken-Kiefernperiode und der größte Teil der Eichen- periode unseres Gebietes mit der Yoldiazeit und der Ancylus- zeit der skandinavischen Forscher. Im einzelnen führen floristische und stratigraphische Erwägungen zu folgender Ab- STENZUng. Die Dryasablagerungen finden sich nur im nördlichen Teil des Gebietes, in Schleswig-Holstein, Lübeck, Lauenburg, Mecklenburg, und reichen südwärts nicht über den Gürtel der Hauptendmoränen der letzten Vergletscherung hinaus. Außer- halb dieser Zone setzen die pflanzenführenden Ablagerungen sofort mit Moorbildungen ein. Es ist möglich, daß deren älteste Schichten mit den Dryastonen gleichaltrig sind, obwohl sich das nicht wird beweisen lassen. Indessen sprechen manche Erwägungen, namentlich solche geophysikalischer Art, dafür, daß zur Zeit der Dryasperiode im Norden, wenigstens aber gleichzeitig mit dem untern Horizont derselben, in den süd- licher gelegenen Teilen Nordwestdeutschlands eine Steppen- periode mit starker Dünenbildung herrschte, worauf an dieser Stelle aber nicht näher eingegangen werden soll. Obige An- nahme erklärt befriedigend sowohl das Fehlen einer Dryas- flora als auch einer Sumpf- und Moorflora in diesen Gegenden am Ende der Glazialzeit. Dagegen hege ich kein Bedenken, die ältesten Schichten der alten Moore außerhalb des erwähnten Endmoränengürtels wenigstens als gleichaltrig mit dem oberen Dryashorizont der deutschen Ostseeküste zu betrachten, zumal dessen Einschlüsse durchaus nicht für arktische Verhältnisse sprechen, sondern auf eine Julitemperatur von wenigstens 6° C und eine Vegetationsdauer für höhere Pflanzen von 4—5 Mo- naten schließen lassen. Dazu kommt, daß in allen genau studierten Dryasproflen auf den Dryashorizont sofort der Birken-Kiefernhorizont folst, mit allen Florenelementen dieses Horizontes in den südlicher gelegenen Mooren. Mit anderen Worten, eine Dryasperiode macht sich nur im nörd- lichen Teile unseres Gebietes, im Küstengebiet der Ostsee geltend, wird in südlicheren Gegenden wahrscheinlich zunächst durch eine Steppenperiode vertreten (wofür aber die Moore keinen Beweis liefern können!) und fällt im übrigen zusammen mit dem Anfang der Birken-Kiefernperiode im südlichsten Teil. Nach den bisherigen Ermittlungen scheint die Dryasperiode in den deutschen Östseegebieten nur von kurzer Dauer gewesen zu sein, so daß sie wahrscheinlich nur einem Teil der Yoldia- zeit der skandinavischen Forscher (vielleicht summarisch der ersten Hälfte jener Zeit) entspricht. Triftige positive Beweise hierfür lassen sich aber nicht angeben. Der Beginn der Eichen- periode im nördlichen Teil unseres Gebietes kann zeitlich ge- nauer bestimmt werden. Die Eiche tritt hier als Waldbildner (NB! Nicht das vereinzelte Vorkommen von Pollen dieses. Baumes in einer Schicht ist für die Zeitbestimmung maßgebend, sondern das regelmäßige, wenn auch nicht immer häufige Vor- kommen von Pollen und makroskopischen Resten des Baumes von einem bestimmten Horizont an aufwärts, dazu das Vor- kommen anderer Florenelemente, die ich im weiteren Sinne als Eichenbegleiter bezeichnen möchte) erst in den Schichten auf, die dem Zeitabschnitt angehören, in dessen Verlauf der Grenztorf der alten Hochmoore sich bildete, und der dem Ein- ‚ bruch des Litorinameeres in das baltische Becken vorausging (vgl. auch die gleichaltrigen Waldtorf- und Stubbenlager auf dem Grunde der Nordsee). Das heißt, die Eichenperiode fällt dort zusammen mit dem letzten Abschnitt (vielleicht der zweiten Hälfte) der Ancyluszeit und dem Beginn der Litorina- zeit. Im südlichen Teil dagegen tritt die Eiche früher auf; so werden z. B. ihre Pollen im Gifhorner Moor schon im ältern Moostorf tief unter dem Grenztorfhorizont gefunden. Hier wird man den Beginn der Eichenperiode mit dem Beginn der Ancyluszeit gleichsetzen dürfen (ohne daß freilich auch hier zwingende Beweise dafür erbracht werden könnten; denn petrographisch findet in der Nähe des Eichenhorizontes der Moore keinerlei etwa darauf zurückzuführender oder regional nach- weisbarer Schichtwechsel statt), und nur in diesem Sinne können wir WEBERs Annahme beipflichten, daß die Eichenperiode den größten Raum des postdiluvialen Zeitalters in unserem Lande (gemeint ist das ganze norddeutsche Tiefland) umfaßt (XXVII, 7, 8.109). Birken-Kiefernperiode und Eichenperiode würden sich demnach in Nordwestdeutschland derart auf Yoldiazeit und Aneyluszeit einschließlich Anfang der Litorinazeit verteilen, daß ia ® (wenn man für die Dryasperiode nur eine kurze Dauer annimmt, wofür Wahrscheinlichkeitsgründe sprechen) schon in der zweiten Hälfte der Yoldiazeit floristisch sich das ganze Gebiet Nord- westdeutschlands in der Birken-Kiefernperiode, gegen Ende der Ancyluszeit in der Eichenperiode befand, und daß die da- zwischenliegende Zeit dem Kampf der Kiefer und der Eiche um die Herrschaft und dem allmählichen siegreichen Vor- dringen der Eiche nach Norden gehörte (vgl. das Schema auf S. 175). Daß die Herrschaft der Buche (bzw. der Erle und der Buche) in Nordwestdeutschland erst um die Mitte der Litorinazeit begann, wurde bereits erwähnt. Versuchen wir, den Mooren Nordwestdeutschlands auf Grund ihrer Stratigraphie und Paläontologie eine praktisch durchführbare geologische Gliederung zu geben, so ist klar, daß die ermittelten floristischen Horizonte hierzu nicht ver- wendet werden können. Ebensowenig kann die geologische Gliederung des baltischen Alluviums auf sie übertragen werden. Am besten teilt man daher die Moore in ältere und jüngere, wie es oben geschehen ist, und unterscheidet altalluviale Moore und jungalluviale Moore. Denn die am Ende der Ancyluszeit eingeschaltete Trockenperiode (s. S. 179) bedeutet für die Ent- wicklung der nordwestdeutschen Moore einen markanten Ein- schnitt, der sich teils stratigraphisch, teils paläontologisch sowohl in den älteren als auch in den jüngeren Mooren erkennen läßt. Wir parallelisieren demnach Yoldiazeit + Ancyluszeit — Altalluvium Litorinazeit + Jetztzeit = Jungalluvium' Das beifolgende Schema versucht die obigen Ausführungen über die chronologische Gliederung des Alluviums in unserem (ebiet zu veranschaulichen. IV. Das nacheiszeitliche Klima. Unter allen Faktoren, durch deren Zusammenwirken das „Klima“ einer Gegend bedingt ist, sind besonders wichtig Temperatur, Luftfeuchtigkeit und atmosphärische Nieder- schläge. Der jährliche Temperaturverlauf bedingt die Wärme oder Kälte eines Klimas, Luftfeuchtigkeit und atmosphärische Niederschläge sind die Ursachen für ein feuchtes oder trockenes Klima, und alle drei Faktoren zusammen bestimmen im wesent- lichen den Charakter eines Klimas als eines ozeanischen, kon- tinentalen, arktischen usw. Im allgemeinen spiegeln der Aufbau unserer Moore und die in ihnen schichtweise eingeschlossene Flora die jeweiligen "uB SOPWLISITT SEP UVOR] -SpanJs[]4g ungsärypTM ep Ju sestopurrg sop Inzyauyy uoyase.ı ypIefsun up Jo9nop oTurzpewydsqy opuoyng] -IIA PION YPRBU PNS UOA u9zyESqYy Ur Ol] Sanıoyds}p]S.T0 Aop wawmxey pun augeaodwo, op UOTUTUTN :wpaRp 00085 10 !uopomyag uojsupıpns wr oponmodzpwuyasqy aop umdosgg :uoayep 0009 0A :opornıod -zp9WgOSqy Op Popup ZFueayep H00TZ 10A :Uu9laBurpuuyg UL ONP9PSUorB9D9 PUOSSOLUISEH :u2ıyuP O00CT 104 Sanyerodwo, op wmwmxepy :u9auep 0006 0A :YOU 919 Se MyonI um JazMusddn) 10p UOA “uopuosne] -IJeP UT UEPOLIET AOp Aoneet Oyaıpgewinur 9ıD UEULDIEZOAG MOL] dep POS UoNLD9L AEp Ju usfyezZ Old "OzZSIız[ dDp eparf me oporedueddaIg aıp osuage “ogperyos Ist 110ZSnJAduy dop opurg we 9po1aduosp0.1T7, Org °(J) SOssuaany HD YOBU HJJEAIDFUNSZ Or] "pueyoaspmoppaoNn Any Jlozperanpy AOp Sungopoıpog our Bruoyps 099 72 009 © 05” Dmrg; pyorıh, ealoy: IK ’aR ec SunstoaoA Jo9p opury | | ee re NONE y>; UNMTANTLEILV wnmanjesunf 70 FIRG le klimatischen Verhältnisse bezüglich der erwähnten Faktoren wider. Aber es ist hierbei nicht zu vergessen einerseits, daß für die Pflanzenvereine eines Moores selbst edaphische Einflüsse eine sehr große Rolle spielen, andererseits, daß von den Pflanzen der Umgebung nur zufällig und unregelmäßig Teile in das 176 Moor geraten. Beide’ Umstände bedingen es, daß aus den Er- gebnissen des phytopaläontologischen Studiums der Moore nur der Hauptweg der klimatischen Ereignisse erkannt werden kann, daß dagegen Schwankungen des Klimas innerhalb eines kurzen Zeitabschnittes, falls solche stattgefunden haben, oder eine nur allmählich sich vollziekende schwache Klimaänderung innerhalb einer längeren Periode nicht mit Sicherheit nach ihrem Betrag und ihrer Dauer festgestellt werden kann. Hier hat die Forschung auf anderen Gebieten ergänzend ein- zusetzen. ı. Die Temperatur. Es ist bereits kurz erwähnt worden, daß während der Dryasperiode selbst zur Zeit der ältesten Dryasablagerungen in unserem Lande kein arktisches, geschweige hocharktisches Klima geherrscht haben kann. Denn die in jenen Schichten vorkommenden Wasserpflanzen benötigen eine Julitemperatur von ca. 6°C und brauchen zur Samenreife eine Vegetationszeit von 4—5 Monaten mit einer Temperatur von wenigstens 3°. Die Temperaturverhältnisse besserten sich während der Dryas- periode ziemlich rasch; denn man findet in den oberen Hori- zonten jener bei uns verhältnismäßig gering mächtigen Ab- lagerungen bereits Phragmites communis, und bald treten in lückenloser Schichtfolge mächtige Faulschlammbildungen auf als deutlicher Beweis für ein reges pflanzliches und tierisches Kleinleben in den Gewässern. Gleichzeitig stellt sich der erste Baumwuchs ein mit Birken und Kiefern: Beginn der Birken-Kiefernperiode, für den sich eine mittlere Temperatur von mindestens 8°C für die Monate Mai bis September be- rechnen läßt (12° Julitemperatur nach @. AnDERsson). Gleicher- weise ist für den Beginn der Eichenperiode eine mittlere Tem- peratur der Monate Mai bis September von 12—15°C (oder 16°C Julitemperatur nach G. AnDERSsSon) und für den Beginn der Erlen-Buchenperiode von wenigstens 17°C für die Mo- nate Mai bis September anzunehmen. Es scheint aber, daß die Mitteltemperatur von 17°C, die hier als Minimum für den Anfang der Buchenperiode gesetzt ist, schon während der Eichenperiode erreicht wurde. ‘Dafür spricht das Vorkommen der Esche (Fraxinus excelsior) bei Dörverden an der Weser in Ablagerungen aus der Zeit der Eichenperiode Die Esche verlangt nämlich in unseren Breiten zur Samenreife dieselbe jährliche Wärmesumme wie die Buche. Das sind die Hauptdaten, welche die Florengeschichte für den sang der Temperatur in Nordwestdeutschland vom Ab- 177 schmelzen des letzten Landeises bis zur Einwanderung der Buche uns an die Hand gibt. Wir ersehen daraus namentlich das rasche Steigen der Temperatur in der kurzen Dryasperiode der deutschen Östseegebiete, die Verzögerung der Wärme- zunahme in der langen Birken-Kiefernperiode und die aber- malige rasche Steigerung der Temperatur zur Zeit der Eichen- periode in jenen Gegenden. Für die südlichen Teile Nord- westdeutschlands fällt die niedrige Temperatur der Dryas- periode wohl ganz weg. Das frühzeitige Erscheinen von Birke und Kiefer in diesen wie auch in den westlichsten Teilen unseres Gebietes läßt vermuten, daB beide Bäume zur letzten Eiszeit nicht sehr weit nach Süden zurückgedrängt worden waren, und der Umstand. daß in den norddeutschen Küsten- gebieten nach einer kurzen Dryasperiode sofort mit der Birke auch die Kiefer einwanderte, berechtigt zu der Annahme, daß das umfangreiche Außengebiet der Hauptendmoränen der letzten Eiszeit, also namentlich das Gebiet südlich und südwestlich der Elbe, rasch von seiner Eisdecke befreit wurde (vgl. hierfür das Schema S. 175). Das weite Gebiet mit seinen ausgedehnten Sand- flächen konnten dannüber seinen ganzen Umfang hin die xerophilen Birken und Kiefern, sobald nur die Temperaturverhältnisse dies zuließen, um so rascher besiedeln, als ihre Samen ja an die Ver- breitung durch den Wind vorzüglich angepaßt sind. Beides — das frühzeitige Erscheinen und die rasche Verbreitung von Birke und Kiefer in dem weiten Areal — rechtfertigt den Schluß, daß hier bald nach dem Abschmelzen des Eises eine Mitteltempe- ratur von mindestens 6°C für die Monate Mai bis September geherrscht habe. Hier wird die langsame Verbesserung der Temperaturverhältnisse während der Birken-Kiefernperiode recht augenscheinlich. In Dänemark wies Hartz einen kurzen Kälterückschlag am Ende der Dryasperiode nach. Für unser Gebiet konnten durch die bisherigen floristischen Untersuchungen keine An- zeichen dafür gefunden werden. Insbesondere ist zu betonen. daß unter den zahlreichen Profilen, die DIEDERICHS aus meck- lenburgischen Mooren veröffentlichte, keines ist, das jene An- nahme für unser Gebiet rechtfertigen könnte. Dies betrifft namentlich auch die Profile der Moore von Neu-Sanitz, Krummendorf und Testorf, die oberflächlich betrachtet für einen Kälterückschlag zu sprechen scheinen. Die liegendsten pflanzenführenden Schichten jener Moore gehören nach dem Pflanzenbefund allerhöchstens dem oberen Dryashorizont, : wahr- scheinlicher indessen dem nächst jüngeren an, der den Anfang der Birken-Kiefernperiode in jenem Gebiet repräsentiert. Das Zeitschr. d.D. Geol. Ges. 1910. 12 178 Auftreten von Detula nana, bei Krummendorf sogar von Dryas octopetala über den basalen Moorbildungen dort ist in allen vier Fällen mit dem gleichzeitigen Vorkommen von Baum- gewächsen, insbesondere von FPinus silvestris und Betula alba, verknüpft, woraus sich unzweifelhaft die Temperaturverhältnisse der Birken-Kiefernperiode für jenen Zeitabschnitt ergeben. Es kann übrigens durchaus nicht befremden, daß jene Glazial- pflanzen an günstigen Standorten, zu denen für die kalkholde Dryas octopetala die kalkreichen Geschiebemergelböden Mecklen- burgs in .erster Linie zählen, sich als „Relikte“ bis in die Birken-Kiefernzeit erhalten haben. Ob die Wärmezunahme während der Eichenperiode bis zum Beginn der Erlen-Buchenperiode bei uns tatsächlich nur bis zu der angeführten Mitteltemperatur von 17°C stieg, oder ob sie höhere Werte erreichte, läßt sich der in unseren Mooren niedergelegten Flora jener Periode nicht entnehmen. Bekannt- lich hat G. Anpersson in scharfsinniger Weise aus dem ehe- maligen und jetzigen Verbreitungsgebiet der Hasel in Schweden berechnet, daß dort ungefähr zur Zeit des höchsten Standes des Litorinameeres ein um wenigstens 2,4°C wärmeres Klima geherrscht hat als das heutige in jenen Gebieten. Die Frage liegt nahe, ob nicht im Zusammenhang damit auch in unserem (Gebiet eine derartige Wärmesteigerung über die heutige Jahres- temperatur hinaus stattgefunden hat. Wie oben angedeutet, kann unsere Florengeschichte diese Frage nicht beantworten, weil die klimatische Polargrenze aller in unseren Mooren auf- gefundenen Arten weiter nördlich verläuft. Es ist aber folgendes zu erwägen. Da die ehemalige Haselgrenze in Schweden, die mit der heutigen 9,5°-Isotherme für August und September ziemlich zusammenfällt, heute als Mittelwert für die Monate Mai bis September nur eine Wärme von 10—10,5° C aufweist, so genügt dort für jenen wärmeren Zeitabschnitt schon eine Mitteltemperatur von ca. 13°C für die Monate Mai bis September, um das von ANDERSSON gefundene Resultat zu rechtfertigen. Wir haben aber für denselben Zeitabschnitt in Nordwest- deutschland aus dem Vorkommen der Buche eine mittlere Temperatur von minimal 17°C für die Monate Mai bis Sep- tember berechnet, folglich braucht jene Wärmesteigerung über die heutige Jahrestemperatur hinaus, wie sieim östlichen Schweden stattfand, durchaus nicht eine ebensolche in unserem Gebiet zur Voraussetzung zu haben (s. Anm. 8). Jene Erscheinung kann vielmehr sehr gut lokaler Natur in dem Sinne gewesen sein, daß sie sich in erster Linie in den Küstengegenden der Ostsee, vor allem des Bottnischen Busens, bemerkbar machte und im 179 Zusammenhang damit das Klima des Binnenlandes der skan- dinavischen Halbinsel beeinflußte: eine Folge des Einbruches des Litorinameeres in das baltische Becken und damit eine Folge des nun auf dieses Becken ausgedehnten erwärmenden Einflusses des Golfstromes. 2. Die Feuchtigkeitsverhältnisse. Unter Feuchtigkeitsverhältnissen werden hier Luftfeuchtig- keit und jährliche Niederschlagshöhe zusammengefaßt, da die Moore nur im allgemeinen über beide Faktoren Aufschluß geben können. Der Aufbau unserer älteren Hochmoore läßt zwei lang an- dauernde feuchte Perioden erkennen, die durch eine kurze Trockenperiode getrennt sind. Jene werden repräsentiert durch den älteren und den jüngeren Sphagnetumtorf, diese findet ihren Ausdruck im Grenztorf (s. Anmerk. 9). Berücksichtigt man noch, daß während der Dryasperiode sich das Klima durch ein gewisses Maß von Trockenheit ausgezeichnet haben muß, so dokumentieren unsere Moore in Verbindung mit den Dryasablagerungen einen zweimaligen Wechsel von trockenen und feuchten Perioden des nacheiszeitlicken Klimas. Wenn manche Veröffentlichungen über Moore unseres Gebietes die Bryrische Theorie über einen viermaligen Wechsel von trockenen und feuchten Klimaten zu bestätigen scheinen, so beruht das, wie eine genaue Nach- prüfung der ermittelten Beweisgrundlagen ergibt, auf mangelnder Kenntnis eines größeren Gebietes oder auf theoretischer Vor- eingenommenheit des Verfassers (s. Anmerk.10). Insbesondere sind die Stubbenlagen und Waldtorfschichten, die in Hochmoorprofilen vorkommen und eine Trockenperiode beweisen sollen, mit aller Entschiedenheit als Beweismittel abzulehnen. In keinem ge- nau studierten Moore haben sich derartige Schichten als durch- laufend und einen bestimmten Horizont innehaltend nachweisen lassen. Vielmehr finden sich sowohl in den ältern als auch in den jüngeren Sphagnetumtorfen Stämme, Wurzeln und Stubben der übrigens in diesen Schichten durchaus nicht häufigen Kiefern und Birken in vertikaler und horizontaler Richtung regellos zerstreut. Es kommt allerdings in ausgedehnten Hochmooren dann und wann vor, daß man an einer Profilwand auf kurze Erstreckung mehrere Stubben in demselhen Horizont erblickt, aber einerseits keilt solch ein Horizont bei genauer Nach- prüfung regelmäßig bald aus, anderseits unterscheidet sich der zwischen den Stubben befindliche Torf in keiner Weise, weder durch andere Zusammensetzung noch durch andern Vertorfungs- 12% grad, wesentlich von dem über und unter den Stubben auf- tretenden Torf. DerleiStubbenhorizonte finden sich in wechselnder Zahl namentlich in den Randpartien der Hochmoore und können hier bei ungenügenden Aufschlüssen leicht die Täuschung er- wecken, als ob sie das ganze Moor durchsetzen würden. Ihre Er- scheinung — sowohl in den randlichen als in den zentralen Teilen der Hochmoore — läßt sich leicht und ungezwungen mit den biologischen Verhältnissen erklären, die allen Hoch- mooren eigen sind. & 3% Um Mißverständnissen vorzubeugen, ist zu bemerken, daß obige Ausführungen nicht jene Waldtorfhorizonte bzw. Stubben- lagen berühren, die dem Alnetum- bzw. Pineto-Betuletumtorf, d.h. den mesotrophen Torfbildungen, der kombinierten Moore zuzurechnen Sind und lediglich ein bestimmtes Wachstums- stadium eines Moores darstellen. Sie berühren auch nicht die- jenigen Waldtorfschichten, die ihrem Alter nach, das sich aus ihrer Stellung im geologischen Profil und ihrer Fossilführung ermitteln läßt, in die Zeit der Grenztorfbildung gehören, in Nord- westdeutschland namentlich im Küstengebiet zahlreich vorkommen und tatsächlich einer. Trockenperiode angehören (s. S. 168). Manche Forscher glauben im heutigen Zustand unserer Hochmoore einen. Beweis dafür zu sehen, daB wir uns gegen- wärtig wiederum in einer Trockenperiode — die nicht mit einer der Brückxerschen Klimaschwankungen identisch ist — befinden. Dies mag zutreffend sein; allein es ist doch wohl zu bedenken, daß unsere Hochmoore in der Gegenwart unter den Kultur- eingriffen der Menschen in ihrer natürlichen Entwicklung sehr stark beeinträchtigt sind, selbst da, wo sie nicht direkt durch Entwässerung und Abbau trocken gelegt werden. 3. Ergebnis. Die Geschichte unserer Pflanzenwelt und der Werdegang unserer Moore gestatten folgende Schlüsse auf das nacheiszeit- liche Klima in Nordwestdeutschland. 1. Die Zeit des Abschmelzens des jüngsten Landeises war ın Nordwestdeutschland verhältnismäßigkurz. DasKlimawarinjener Periode trocken und kalt, doch keineswegs arktisch, besaß viel- mehr zu Anfang eine mittlere Temperatur von 3—6° C und gegen Ende von etwa 8° © während der 4—5 Monate dauernden Vege- tationsperiode der höheren Pflanzen. Ein Kälterückschlag am Ende dieser Periode hat sich bis jetzt in pflanzenführenden Ab- lagerungen selbst der nördlichsten Teile unseres Gebietes nicht nachweisen lassen. Pflanzengeschichtlich ist diese Zeit im = Süden unseres Gebietes als Steppenperiode, im Norden als Dryas- periode gekennzeichnet. Sie fällt mit einem Teil, vielleicht der ersten Hälfte, der Yoldiazeit zusammen. 2. Eine lange Periode mit feuchtem, anfänglich kühlen Klima und langsamer, aber stetiger Wärmesteigerung schloß sich an. Über das ganze Gebiet verbreitete sich eine geschlossene Pflanzendecke. Es ist die Zeit der Birken- und Kiefernwälder und der Bildung ausgedehnter Hochmoore. Die Eiche dringt allmählich siegreich von Süden nach Norden vor, so daß sie am Ende der Periode der herrschende Waldbaum ist. Die Mitteltemperatur für die Monate Mai bis September beträgt segen Ende dieser Zeit mindestens 12°C. Die Birken-Kiefern- periode Norddeutschlands entspricht ungefähr der zweiten Hälfte der Yoldiazeit und der ersten Hälfte der Ancyluszeit. 3. Die nächste Periode war von kürzerer Dauer und zeichnet sich durch ein warmes und verhältnismäßig trockenes Klima aus. Es ist die Zeit der unbestrittenen Herrschaft der Eiche und des Stillstandes im Wachstum der Hlochmoore (Bildung des Grenztorfes) in unserem Gebiet. Die Temperatur stieg rasch, wahrscheinlich bis zu einer Höhe von 17°C Wärme für die Monate Mai bis September. Die Eichenperiode Nordwestdeutschlands umfaßt ungefähr die zweite Hälfte der Ancyluszeit und den Anfang der Litorinazeit. 4. Es folgte eine Periode mit feucht-warmem Klima, eine Periode, in der die Buche sich ın unserem Gebiet ausbreitete, ohne indes die Vorherrschaft zu erlangen. Die alten Hoch- moore beginnen aufs neue ihr Höhenwachstum, zahlreiche Flach- moore und Hochmoore entstehen neu. Die Erle wird unum- ‚strittener Bruchwaldbaum. Ob die Temperatur noch eine wesentliche Steigerung erfahren, insbesondere ob sie den heute im Gebiet herrschenden Wärmegrad überschritten hat, ist aus der Pflanzenführung der Moore nicht zu beweisen. Die Erlen- Buchenperiode herrschte in Nordwestdeutschland jedenfalls schon zur mittleren Litorinazeit. Anmerkungen. Anmerkung 1 (zu Seite 167). Nach v. Fıscner-Bexzoxs Dar- stellung (V), der, sich noch streng an Srerxsırurs Einteilung haltend, auch für Schleswig-Holstein eine Periode der Zitterpappel annimmt, scheinen die Verhältnisse im Himmelmoor für das ehemalige Vorhanden- sein einer Periode der Birke und der Zitterpappel vor Einwanderung der Kiefer zu sprechen. Seine Angaben indes — daß in dem benach- 182 barten Bredenmoor unter dem Kiefernhorizont schon die Hasel neben der Birke erscheint, und daß nach der Angabe der Arbeiter im Himmel- moor selbst Haselnüsse gefunden wurden (was bei der auch für jeden Laien leichten Kenntlichkeit der Haselnüsse nicht zu bezweifeln ist), und zwar im „Stinktorf* (wahrscheinlich — Faulschlammtorfe pp. bzw. Faulschlammtone: „die als Stinktorf bezeichneten Torfschichten sind fest und schwer und zerfallen bei längerem Liegen an der Luft in ein graues Pulver“) unter dem Horizont der Birke und der Zitter- pappel, ferner, dab die dünne Lage Kiefernstubben über dem Birken- horizont den Übergang zum Sphagnumtorf bildet und zahlreiche an- gebrannte Kiefernstubben nebst „ganzen Schichten von Holzkohlen“ enthält, endlich, daß der überlagernde im Maximum 4 m mächtige Sphag- numtorf ganz allmählich von dunkelbraunem in weißen Sphagnum- torf übergeht — verlangen eine andere Deutung. Der „‚Kiefernhorizont“ entspricht wohl dem Grenztorfhorizont der alten Hochmoore, die unter- lagernden Torfschichten, mit dem Stinktorf insgesamt höchstens 2,5 m mächtig, gehören, obgleich keine Eichen nachgewiesen sind (genaue, namentlich mikroskopische Untersuchungen fehlen), der Eichenperiode an und reichen in ihren Anfängen wohl nur bis in die letzte Zeit der Birken-Kiefernperiode zurück, während der gesamte Hochmoortorf mit dem jüngeren Sphagnetumtorf der alten Hochmoore zu parallelisieren ist. Übrigens kann die chronologische Gliederung, die v. Fischer - Benzon für die Moore Schleswig-Holsteins aufstellt, nach dem heutigen Stand der Moorkunde und der Geologie des Quartärs in keiner Weise aufrecht erhalten werden. Das tut natürlich dem Verdienst des Verfassers keinerlei Abbruch; v. Fıscuer-Bexzon hat als einer der ersten in unserem Lande das wissenschaftliche Studium der Moore wieder aufgenommen und eine große Summe von positivem, seinen Wert nie verlierenden Beobachtungsmaterial aus jetzt großenteils zerstörten Mooren Schleswig- Holsteins für die Wissenschaft gerettet. Auch das Moor von Neu-Sanitz in Mecklenburg (IV, S. 28) scheint dafür zu sprechen, daß vor dem Erscheinen der Kiefer in dortiger Gegend eine Periode der Birke und der Zitterpappel geherrscht habe. Die Beschreibung gibt als liegendste Schicht über dem mineralischen Untergrund ein 0,2—0,3 m mächtiges Hypnetum an, in dem in großer Zahl Blätter von Betula alba, Populus tremula, Salız caprea, aurita und pentandra vorkommen. Darüber folgt Gyttja von 0,4-0,6m Mächtig- keit und makroskopischen Resten von Detula nana, Saliw, Populus, Betula alba, dazu Pollen von Pinus. Wenn man aber bedenkt, daß die ganz analogzusammengesetzten und ebenso alten Torflager von Krummen- dorf und Testorf schon in den liegendsten Schichten, und zwar ebenfalls unter einem Horizont mit Glazialpflanzen, Pollen von Pinus und Betula ent- halten, so wird man dem Fehlen von Pinus in der liegendsten Schicht des Moores von Neu-Sanitz keine sonderliche Bedeutung beimessen dürfen (Verf. hat vielleicht aus dieser Schicht gar keine Probe mikro- skopisch untersucht; es fehlt eine Angabe darüber). Vielmehr spricht das regelmäßige Vorkommen von Pinuspollen und, in andern Profilen, auch von makroskopischen Resten der Kiefer in den untersten Schichten dieser Moore dafür, daß die Kiefer in der Nähe gelebt haben muß, als jene Schichten abgelagert. wurden. Anmerkung 2 (zu S. 167). Das Gifhoruer Moor (oder „Das Große Moor“ bei Triangel-Platendorf) ist das einzige mir bekannte Hochmoor, das von dem geschilderten Verhalten wesentlich abweicht. In ihm findet man (vgl. auch XXVII, 2, S. 326-327 und 5, S. 242) Reste von Bäumen, die der Eichenperiode eigentümlich sind (Eiche, Hasel, Erle), 183 schon in einiger Tiefe unter dem Grenztorfhorizont. Diese scheinbare Ausnahme erklärt sich aber einfach, wenn man sich vergegenwärtigt, daß die sehr langsam nach Norden vorrückende Eiche die südlicher gelegenen Gegenden weit früher besiedelt haben muß als die nördlichen, denen die meisten Hochmoore der ersten Gruppe angehören. Noch in einem andern Punkt weicht das Gifhorner Moor von dem geschilderten Typus eines alten Hochmoores ab. Sein Grenztorfhorizont spaltet sich nämlich in zwei Horizonte, die durch eine Schicht von etwa 0,5 m mächtigem Eriophoretumtorf (nach Poroxık (XV III) = Sphagneto-Eriopho- retumtorf) getrennt werden. Doch glaube ich, daß diese Erscheinung lediglich lokale Ursachen hat, und daß alle liegenden Schichten dieses Moores bis zum oberen Grenztorf einschließlich als ältere Moorschichten dem hangenden jüngeren Sphagnetumtorf gegenüberzustellen sind (vgl. XVII, S. 402). Anmerkung 3 (zu S. 167). Die alten Flachmoore gehören fast sämtlich zu dem Typus der Verlandungsmoore und füllen mehr oder weniger tiefe Sölle der Grundmoränenlandschaft aus. Bezeichnender- weise bestehen ihre ältesten Schichten oft aus überraschend mächtigen Faulschlammbildungen, so die bei Dievericns (IV) unter den Nummern III, X, XI, XIl, XIII aufgeführten Moore. Von der geringeren oder größeren Tiefe des ehemaligen Sees hing natürlich der Umstand ab, ob die Flachmoorbildung in einem früheren oder späteren Stadium der Birken-Kiefernperiode einsetzte. Der ehemalige See z. B., in dessen Becken das unter III aufgeführte kombinierte Moor bei Kritzemow auf 9 m mächtigem Lebertorf über Sanduntergrund ruht, scheiut erst in der Zeit völlig verlandet gewesen zu sein und eine zusammenhängende Sumpfmoordecke getragen zu haben, als bereits die Eiche in der Um- gebung wuchs. Seltener sind die Flachmoore simultaner Entstehung (= Moore vom Typus der Versumpfungsmoore) aus der Birken-Kiefern- periode. Wahrscheinlich gehört das Himmelmoor (V) in einzelnen Teilen dazu (vgl. Anmerk. 1), vielleicht z. T. auch (der Hauptsache nach gehört es der zweiten Gruppe an; Reste der Eiche und der Erle finden sich in ähnlich tiefen- Lagen wie im Gifhorner Moor) das von Horsr (XVI, S.450—451) und Harrz kurz besuchte Ricklinger Moor, das als langgestrecktes Wannenmoor sich im jungdiluvialen Talgebiet der Leine von Kloster Marienwerder bis über Schloß Ricklingen hinaus ausdehnt. Die beiden Forscher haben anläßlich ihrer Suche nach einem außerhalb der Vereisungszone der letzten Vereisung gelegenen Moore, das nach des Monoglazialisten Horsr Theorie in seinen Pflanzenresten von ‘oben nach unten Schicht für Schicht das warme Klima der Jetztzeit, das kalte Klima der letzten Eiszeit und das warme Klima der vom Mono- glazialismus geleugneten Interglazialzeit widerspiegeln müßte, wofern es überhaupt eine Interglazialzeit gäbe, zwei Profile des Ricklinger Moores streng stratigraphisch-paläontologisch untersucht und kamen hierbei zu dem erfreulichen Resultat, daß das ganze Ricklinger Moor post- diluvialen Alters sei und keine Interglazialzeit erkennen lasse! Anmerkung4 (zu S. 168). Beispielsweise finden sich Esche und Hartriegel in einem ungefähr 2 m mächtigen, stark faulschlammhaltigen Ton, der bei den Vorarbeiten zum Bau des Weserstaukanals bei Dörverden unter 2-3 m mächtigem Schlick zum Vorschein kam und über jungdiluvialem bzw. altalluvialem Weserkies liegt. Zahlreiche mächtige Eichenstämme, die z. T. Spuren menschlicher Bearbeitung (mittels Axt und Beil?) aufwiesen, sind den oberen Partien des Kieses u ngprt, Aus einer Mischprobe des Tones konnte ich u. a. fest- stellen: a Betula alba, Borke, Alnus glutinosa, Samen, Zweigstückchen, Quercus (pedunculata), Zweigstückchen, Oenanthe aquatıca, Teilfrüchtchen, Cornus sanguinea, ein Fruchtstein, Iraxinus excelsior, ein Same ohne Flügel, Lycopus europaeus, Klausen. Anmerkungd (zu S. 168). Als Ergänzung zu den von ZIMMERMANN (Literatur s. bei V, S.28—29) des öftern erwähnten Waldtorflagen, die im Hamburger Gebiet meist unter 2 und mehr Meter mächtigem Elb- schlick nachgewiesen wurden, füge ich an, daß jene Moorschichten weiter elbabwärts ihre Fortsetzung finden. So wurde 1907 bei Aus- besserungsarbeiten an der Blankeneser Anlegestelle unter ca. 1,5 m Fluß- sand ein über 2 m mächtiger Sumpftorf aufgedeckt, der in seinen liegenden Schichten eine große Menge von Haselnüssen und’ Eicheln enthielt. Borkenstücke waren häufig, darunter namentlich solche der Eiche und der Birke. Im Jahre 1904 brachte der Bagger gegenüber der Landungsstelle Schulau aus dem Grund der Elbe ganze Kähne voll Waldtorf empor. Die Schicht war nicht mächtig, erstreckte sich aber über ein ziemlich. breites Areal, das dicht an der Fahrrinne beginnt und sich bis an das jenseitige, südliche Ufer fortzusetzen scheint. Im Torf waren Reste der Eiche, der Hasel, der Kiefer und der Birke ohne weiteres zu er- kennen. Eine Menge von Eicheln und Haselnüssen, alle plattgedrückt oder zerbrochen, kamen zum Vorschein. : Anmerkung 6 (za S. 170). Zu der zweiten Gruppe zähle ich u. a. auch das Wittmoor in Holstein (XXIX), obwohl der Bohlweg dort nach dem Augenschein auf gering mächtigem „älteren Moostorf“ ruht, der von Birkenwaldtorf unterlagert wird. Jener gering mächtige (am Bohlweg 0,4 m; etwa 50 m davon entfernt, ebenfalls am Rande, noch weniger) „ältere Moostorf“ gehört nicht bloß „seiner Konstituenten wegen“, sondern auch nach seiner Altersstellung tatsächlich in den Horizont, dem der Grenztorf eingeschaltet ist, und zwar in den jüngsten Abschnitt dieses Horizontes (vgl. auch Anmerk. 8), wenngleich ich zur Zeit der Untersuchung, wo mir erst eine geringe praktische Erfahrung in der Moorkunde zur Seite stand, ıhn direkt als Grenztorf zu bezeichnen Bedenken trug (vgl. den letzten Absatz S. 385 und die Anmerkung S. 335). Das ganze Profil — nur am hand des Moores erschlossen — ist so zu deuten, daß der Birkenwaldtorf in seinen hangenden Partien dem oberen Horizont der Eichenperiode entspricht (im zentralen Teil des Moores wird er wahrscheinlich von älteren Schichten aus der Birken-Kiefernperiode unterlagert; eine Untersuchung des ganzen Moores konnte damals nicht stattfinden), also zeitlich in den Schlußabschnitt der Ancylus-Zeit und den ‘Anfang der Litorina-Zeit gehört. Der gesamte überlagernde Hochmoortorf ist als jüngerer Sphagnetumtorf zu be- zeichnen und stellt eine einheitliche Bildung dar. Die eigenartige Zusammensetzung des Hochmoortorfes unter dem Niveau des Bohlweges (— des „älteren Moostorfes“ S. 333—335) an der untersuchten Profil- wand charakterisiert ihn (vgl. namentlich S. 335) als Ubergangsbildung vom reinen Birkenwaldtorf zum reinen Sphagnetumtorf (Versumpfungs- stadium des Birkenwaldes), der hohe Grad seiner Zersetzung, nament- lich in der nächsten Umgebung der'Moorbrücke, ist eine direkte Folge der Errichtung dieser, indem die Erbauer und nachmaligen Passanten die Überwucherung der Brücke durch die beiderseits weiterwachsende Sphagnumdecke so lange als möglich werden verhindert haben. Die 185 in nächster Nachbarschaft des Bohlweges festgestellte „markante Schicht- grenze“ im Niveau des Bohlweges wird sich deshalb bei einer späteren genauen Untersuchung des ganzen Moores höchst wahrscheinlich nicht auf- recht erhalten lässen. Der Bohlweg selbst gehört nach seinem Alter jedenfalls in die Zitorina-Zeit, wobei noch unentschieden bleiben mub, welchem Abschnitt jener Zeit er zuzurechnen ist (denn das Profilam Rand des Moores kann uns darüber nicht aufklären), und ist ein Bauwerk der germanischen Einwohner des Gebietes, von ihnen ausgeführt, lange bevor die Römer ihre Eroberungszüge auf Nordwestdeutschland aus- dehnten. Die hier angewandte Technik des Brückenbaues hat sich bei den Einwohnern bis zur Römerzeit und darüber hinaus erhalten; es. ist deshalb durchaus nicht verwunderlich, daß man solche Bohlwege, die in der Konstruktion nur wenig voneinander abweichen. durch das ganze moorreiche Gebiet und in den verschiedensten Tiefenlagen der Moore findet. Eine irrtümliche Auffassung über die Altersstellung des Grenz- torfes (vgl. Worer XXIX und Sernanper IX) mag an dieser Stelle ausdrücklich berichtigt werden. Der Grenztorf gehört dem letzten Abschnitt der Aneylus- Zeit an, entspricht nicht einer jüngeren Trocken- periode, weder am Ende der Litorina-Zeit (SERNANDER) noch um die christliche Zeitwende (Worrr). Vgl. namentlich zu dem von SERNANDER noch jüngst gegebenen Schema (IX, S. 472) auch Weser selbst, der (XXVI, 8, 8.25—26) ausdrücklich betont, daß nur der Grenztorf „auf einen säkularen Klimawechsel, auf das Eintreten einer lange Zeit währenden trockenen Periode“ deute, nicht aber die unter dem älteren Sphagnetumtorf auftretenden Waldhorizonte, und der (XXVII, 7, S. 109) keinen Zweifel darüber läßt, daß er den Grenztorfhorizont dem Ende der Aneylus-Zeit zurechnet. Anmerkung 7 (zu S. 170. Das subfossile Vorkommen der Fichte wurde konstatiert von a) Weser (XXVII, 1, 2, 3, 6) für Sassenberg i. Westfalen, Gifhorn, Bremen, Kiel (hier fraglich, da nur zwei Pollen der Fichte nachgewiesen werden konnten. Diese mögen immerhin andeuten, daß die Fichte in einem Abschnitt. der Eichen- bzw. der Erlen-Buchenperiode nicht allzuweit entfernt von der Kieler Föhrde wuchs), b) Coxwenız (Ill, 1, 2) für das Steller Moor nördlich von Hannover ünd das Daller Moor zwischen Öelle und Unterlüß (das Vorkommen von Ohlsdorf-Hamburg — vgl. III, 2, S. 9—10 — ist dagegen zu streichen, vgl. STOLLER, J.: Beiträge, zur Kenntnis der diluvialen Flora (besonders "Phanerogamen) Norddeutschlands. I. . Motzen, Werlte, Ohlsdorf-Hamburg. Jahrb. d. Königl. Preuß. Geol. Landesanst. Bd. AXIX, Berlin 1908), e) Dievericns (IV, S. 15) für Dammerstorf in Mecklenburg (be- schränkt sich auf die Angabe des Vorkommens von Fichtenpollen in der obersten, 0,6 m mächtigen Torfschicht). | d) Als neuen Fundort kann ich Bodenteich (Kreis Ulzen) beifügen. Dort kommen am Rande des „Seehals“ (südlich von der Schutzstelle der Betula nana) im Flachmoortorf, der seit einigen Jahren zu Brenn- zwecken gestochen wird, in etwa 1m Tiefe u. a. gelegentlich Stämme der Fiehte zum Vorschein. Die Fundorte, welche v. Fıscuher-Benzon (V, S. 66) für Schleswig-Holstein nennt, sind größtenteils auf die diluviale Fichte zu beziehen. Anmerkung 8 (zu S. 178). Wenn GrapmAann (XI, S. 320) die von Axpersson für das Balticum nachgewiesene Wärmesteigerung zur Litorina-Zeit auch auf das mittlere Europa zu übertragen geneigt ist 186 und erwähnt, daß sie nicht lokaler Natur gewesen sein könne, da die Erwärmung lange vor der Zeit des Litorinameeres eingesetzt und ihren Einfluß bis in den hohen Norden hinauf geltend gemacht habe, so ist dagegen folgendes zu beachten: Die Wärmesteigerung über die heutige Jahresisotherme hinaus, um welche es sich in dem Axperssoxschen Nachweis handelt, betrifft nicht die allgemeine, im wesentlichen wohl auf astronomischen Ursachen beruhende und gleichmäßig vorschreitende Wärmezunahme, welche sowohl für Skandinavien als auch für Norddeutschland, vom Ende der Eiszeit bis zum Ende der Ancylus-Zeit gerechnet, in gleichem Mabe gilt, aur mit der Modifikation, daß die Jahrestemperatur in den nörd- lichen Gegenden entsprechend ihrer höheren geographischen Breite jeweilig um 1—2° niedriger war als zu demselben Zeitpunkt in den südlichen Gegenden. Sie stellt vielmehr einen zur Litorinazeit auf- tretenden und auf den Bottnischen Busen und seine Umgebung be- schränkten Ausnahmefall von der allgemeinen Temperaturentwicklung des ehemals vereist gewesenen Gebietes dar, der in dem Eindringen des Golfstromes in das baltische Becken eine vollauf befriedigende Erklärung findet. Mit andern Worten, durch den anfangs der Litorina- zeit erfolgten Einbruch des warmen Golfstromes, der durch die Belte erfolgte, wurde das bis dahin kalte Wasser des Bottnischen Busens rasch um einige Grade erwärmt, so dab sich an seinen infolge der säkularen Landsenkung der fennoskandischen Platte zurückweichenden Ufern ein Küstenklima einstellte, das von demjenigen nur wenig abwich und das südwärts allmählich in dasjenige überging, welches die Küstengebiete der Nordsee, z. T. unter dem Einfluß des Golfstromes, bereits am Ende der Ancylus-Zeit, jedenfalls aber zu Beginn der Litorinazeit besaben. Mit dem Verschwinden der Ursache, nämlich mit der Absperrung des Golfstromes aus dem Bottnischen Busen durch erneute Landhebung, verschwand auch allmählich die Wirkung, d. h. das Klima „ver- schlechterte“ bzw. „verschlechtert“ sich in jenen Gegenden in dem Maß, als die Ostsee wiederum Binnenseecharakter annimmt. Übrigens hat Asverssos selbst vor einer Verallgemeinerung seines diesbezüg- lichen Resultates schon 1896 (I, 1, S. 507) gewarnt. Wir können wohl nach dem heutigen Stand der Forschung unsere Kenntnis über die klimatischen Verhältnisse Norddeutschlands zur Litorinazeit kurz dahin aussprechen, daß der ozeanische Charakter des westeuropäischen Klimas infolge der fennoskandischen Landsenkung und des dadurch z. T. in die Ostsee abgelenkten Golfstromes sich weit nach Osten ausdehnte und das Küstengebiet der Ostsee im weitesten Sinne umfaßte. Umgekehrt war bis,gegen Ende der Ancylus-Zeit das kontinentale Klima der östlichen Gebiete Europas am weitesten nach Westen vorgeschritten (Höhepunkt dieser Periode am prägnantesten durch den „Grenztorf“ ausgedrückt), ohne indes in unserem Gebiet reinen Steppencharakter anzunehmen. Damit ist wohl das Klima der Ancylus-Zeit für ganz Norddeutschland am kürzesten bezeichnet. Freilich können die Gründe für diese Erscheinung heute noch nicht, auch nur mit einiger Sicherheit, dargelegt werden. Man hat bis heute fast gar keine sicheren Daten, um den Verlauf des Golfstromes zur Ancylus- Zeit einigermaßen rekonstruieren zu können; man kennt nirgends an der Nordseeküste auch nur annähernd den Betrag, um den die Küste damals gegen heute vorgeschoben war, und kann ihn nur vermuten, z. B. aus den Funden von Torfstücken und festgewurzelten Baum- stämmen, die auf dem Grunde der Nordsee, zuweilen in erheblicher Entfernung vem Lande, gemacht werden. 187 In bezug auf Mitteleuropa läßt sich aus obigem m. E. nur soviel schließen, daß dort die wahrscheinlich schon zu Ende der Ancylus-Zeit erreichte hohe Jahresisotherme lange in die Litorinazeit hinein anhielt, daß dagegen die jährlichen Wärmeschwankungen in jenem Zeitabschnitt einem Wechsel unterworfen waren. Mit anderen Worten, es haben sich hier ein mehr kontinentaler und ein mehr ozeanischer Oharakter des Klimas abgelöst, wobei der ozeanische Charakter sich nicht so ausgeprägt geltend machte als vorher der kontinentale in demselben Gebiet. Anmerkung 9 (zu S. 179). Der Grenztorf ist eine meist gering mächtige Torfschicht, die im Sphagnetumtorf vieler nordwestdeutscher Hochmoore eingeschaltet, aber nicht durch die natürlichen ökologischen Verhältnisse unter gleichbleibender Feuchtigkeit der Hochmoore bedingt ist. Er zeigt sowohl durch seine Zusammensetzung als auch durch seinen besonders hohen Zersetzungsgrad an, daß er in einer Periode entstand, die sich durch eine gewisse Trockenheit auszeichnete gegen- über den Zeiten vor und nach seiner Bildung. Wo in den betreffenden Hochmooren keine besondere, charakteristische, durch ihre abweichenden Komponenten gekennzeichnete Neubildung aus jener Trockenperiode festzustellen ist, wo vielmehr der jüngere Sphagnetumtorf den älteren direkt, diskordant überlagert, da ist infolge einer intensiven Zersetzung der obersten Partien des älteren Sphagnetumtorfes (quasi Verwitterungs- rinde) doch in den meisten Fällen die Schichtgrenze zwischen beiden Torfen so genau zu ermitteln, daß sie z. B. bei der geologischen Kartierung des Bourtanger Moores selbst in den Bohrungen gut er- kannt werden konnte. Anmerkung 10 (zu S. 179). Die sonst treffliche, viel positives Tatsachenmaterial enthaltende Arbeit von Dievericns (IV) z. B. krankt leider an diesem Fehler. Dem Verfasser scheint übrigens selbst schon dann und wann das Gezwungene seiner Erklärungsversuche vorgeschwebt zu haben (vgl. z. B. S. 11, S. 15, S. 25—26). Literaturverzeichnis. I. Aspersson, Guxsar: 1. Die Geschichte der Vegetation Schwedens. Leipzig1896. (Ausführliches Literaturverzeichnis!) — 2. Hasseln i Sverige, fordom och nu. Stockholm 1902. — 3. Das nacheiszeitliche Klima von Schweden und seine Be- ziehungen zur Florenentwickelung. Bericht VIII der Zürcher Bot. Gesellsch. 1901—1902. Zürich . 1903. — 4. Die Ent- wicklungsgeschichte der skandinavischen Flora. Resultats seient. du Congres intern. de Beotanique Wien 1905. Jena 1906. — 5. The climate of Sweden in the Late-quaternary Period. Stockholm 1909. (Ausführliches Literaturverzeichnis!) II. Branpes: Forstbotanisches Merkbuch. Nachweis der be- achtenswerten und zu schützenden urwüchsigen Sträucher, Bäume und Bestände im Königreich Preußen. Provinz Hannover, bearb. von Med.-Rat Branpes. Hannover 1907. III. Coxwenstz, H.: 1. Die Fichte im norddeutschen Flachland. Ber. der Deutschen Bot. Ges., Bd. XXIII, Heft 5. Berlin 1905. — 2. Bemerkenswerte Fichtenbestände vornehmlich im XI: DEE XI. RN? XV. ROYAIE AV. XV. XXM. 188 nordwestlichen Deutschland. Aus der Natur, I. Jahrg. Stutt- gart 1905. R Dieverichs, R.: Über die fossile Flora der mecklenburgischen Torfmoore. Arch. des Ver. d. Freunde d. Naturgesch. in Mecklenburg, 49. Jahrg. Güstrow 1896. v. Fıscner-Bexzoxn, R.: Die Moore der Provinz Schleswig- Holstein. Hamburg 1891. Friepricn, P.: Die Grundmoräne und die jungglazialen Süß- wasser ablagerungen der Umgegend von Lübeck. Lübeck 1905. Frıepriıcnh, P. und H. Heıven: Die Lübeckischen Litorina- bildungen. Lübeck 1905. Frünr, J.: Kritische Beiträge zur Kenntnis des Torfs. Jahrb. d. K. K. Geol. Reichsanstalt, Bd. XXXV. Wien 1885. DE GEER, G. and R. SErnanper: On the evidences of late quaternary Changes of climate in Scandinavia. Geol. Fören. Förhandl., Bd. 30, Heft 6—7. Stockholm 1909. Geinırz, E.: Mitt. aus der Großh. Meckl. Geol. Landesanstalt XIV. Rostock 1902. R Geiz, E. und ©. A. Weser: Über ein Moostorflager der . postglazialen Föhrenzeit am Seestrande der Rostocker Heide. Arch. des Ver. d. Freunde d. Naturgesch. in Mecklenburg, 58. Jahrg. "Güstrow 1904. Geologische Karte von Preußen und benachb. Bundesstaaten. Lief. 132. 135 (enthaltend das Bourtanger Moor). Berlin 1904. 1907. GRrADMANN, R.: Beziehungen zwischen Pflanzengeographie und Siedlungsgeschichte. Geograph. Zeitschr., XII. Jahrg. Leipzig 1906. Hass, J.: Atlas der Meteorologie. Gotha 1887. Harız. N.: Bidrag til Danmarks senglaciale Flora og Fauna. Kopenhagen 1902. Houst, N. O.: Kvartär-studier i Danmark och Norra Tyskland. Geol. Fören. Förhandl., Bd. 26, Heft 5. Stockholm 1904. Naruorst, A. G.: Über den gegenwärtigen Standpunkt unserer Kenntnis von dem Vorkommen fossiler Glazial- pflanzen. Bih. till K. Svenska Vet. Akad. Handl., Bd. 17, Afd. Ill. Stockholm 1892. Poronık, H.: Das Auftreten zweier Grenztorfhorizonte inner- halb eines und desselben Hochmoorprofils. Jahrb. Königl. Preuß. Geol. Landesanstalt für 1908, Bd. XXIX, Teil I. Berlin, 1909. Rasee, P.: Das Diluvialgebiet von Lübeck und seine Dryastone. Stuttgart 1903. (Ausführliches Literaturver- zeichnis!) SaLreLn: Die Hochmoore auf dem früheren Weserdelta. Zeitschr. d. Ges. f. Erdkunde XVI. Berlin 18831. ScHacHt, T.: Moore des Herzogtums Oldenburg. Pererm. Mitt., Bd. 29. Gotha, Justus Perrnues, 1883. Schucht, F.: 1. Beitrag zur Geologie der Wesermarschen. Stuttgart 1903. (Ausführliches Literaturverzeichnis!) — 2. Das Kehdinger Moor. Jahrb. Königl. Preuß. Geal. Landes- anstalt für 1902, Bd. XXIII. Berlin 1905. SERNANDER, R.: De scanodaniska torfmossarnas stratigrafi. Geol. Fören. Förhandl., Bd. 31, Heft 6. Stockholm 1909. XXIV. NV. ANV: XXVI, AXVIM. XXIX: Manuskript eingegangen am 24. Januar 1910.) 189 StarınG, W. C. H.: De bodem van Nederland. Natuurlijke historie van Nederland, 1. T. Haarlem 18586. STEUSLOFF, U.: 1. Torf- und Wiesenkalk-Ablagerungen im Rederang- und Moorsee-Becken. Dissert. Güstrow 1905. — 2. Beiträge zur Fauna und Flora des Quartärs in Mecklen- burg Il. Arch. des Ver. d. Freunde d. Naturgesch. in Mecklen- burg, 61. Jahrg. Güstrow 1907. ; STOLLER, J.: Uber die Zeit des Aussterbens der Brasenia purpurea Mıcux. in Europa, speziell Mitteleuropa. Jahrb. Königl. Preuß. Geol. Landesanstalt für 1908, Bd. XXIX. Berlin i908. Weser, C.A.: 1. Über die Vegetation zweier Moore bei Sassenberg in Westfalen. — 2. Ein Beitrag zur Frage nach dem Endemismus der Föhre und Fichte in Nordwestdeutschland während der Neuzeit. — 3. Untersuchung der Moor- und einiger anderer Schichtproben aus dem Bohrloch des Bremer Schlachthofes.. 1—3 in: Abh. d. Naturwiss. Ver. zu Bremen, Bd. XIV. Bremen 1898. — 4. Über die Moore’ mit besonderer Berücksichtigung der zwischen Unterweser und Unterelbe liegenden. Jahresber. der Männer vom Morgen- stern, Heft 3. Geestemünde 1900. — 5. Uber die Vegetation und Entstehung des Hochmoors von Augstumal. Berlin 1902. ‘ (Ausführliches Literaturverzeichnis!) — 6. Über Litorina- und Prälitorinabildungen der Kieler Förde. Excrers Bot. Jahrb., Bd. 35, Heft 1. Leipzig 1904. — 7. Die Geschichte der ‚Pilanzenwelt des norddeutschen Tieflandes seit der Tertiärzeit. Resultats scient. du Congres intern. de Botanique. Wien 1905. Jena 1906. — 8. Aufbau und Vegetation der Moore Nord- deutschlands. Exscuers Bot. Jahrb., Bd. 40, Heft1. Leipzig 1907. — 9. Die Moostorfschichten im Steilufer der Kurischen Nehrung zwischen Sarkau und Cranz. Enscrers Bot. Jahrb., Bd. 42, H.1, 1908. Wiırrrkomm, M.: Forstlicke Flora von Deutschland und Österreich. II. Aufl. Leipzig 1887. Worrr, W. und J. Storzer: Über einen vorgeschichtlichen Bohlweg im Wittmoor (Holstein) und seine Altersbeziehungen zum Moorprofil. Jahrb. Königl. Preuß. Geol. Landesanstalt für 1904, Bd. XXV. Berlin 1909. 190 10. Die natürliche Veränderung von Vege- tationsformationen und ihre fossilen Reste. Von Herrn P. GRAEBNER in Berlin-Großlichterfelde-W est. Noch vor wenigen Jahrzehnten war es für den Pflanzen- geographen, der sich mit der Entwicklung (der Vegetations- decke der Heimat beschäftigte, ein sehr fühlbarer Mangel, daß er aus der geologischen Kartierung der humosen Pflanzenreste so außerordentlich wenig für seine Zwecke erkennen konnte. Sehr oft war es unmöglich, auch nur annähernd ein Bild zu gewinnen von dem Aussehen, welches die Pflanzengemeinschaft gehabt hatte, die die betreffenden Reste ablagerte. Noch weniger war ein Schluß möglich auf die Ursachen der Ver- änderung, wenn mehrere verschiedene Schichten einander über- lagerten. Nur wenige mitteleuropäische Schriftsteller, wie z.B. C.A. WEBER, haben in dieser Beziehung einwandfreies Material geliefert. Ich habe mich deshalb seit einigen Jahr- zehnten bemüht, bei meinen Untersuchungen, besonders im norddeutschen Flachlande, den natürlichen und künstlichen Änderungen der Vegetationsdecke nachzugehen und ein Bild zu erhalten von der Beschaffenheit und Zusammensetzung der fossilen Reste, die jede Vegetationsformation hinterläßt, um dann aus den geologischen Schichten wieder die Möglichkeit zu haben, das Bild der versunkenen Pfianzengemeinschaft wiederzugewinnen. Gerade für die Frage nach den wechseln- den oder gleichbleibenden klimatischen Verhältnissen nach der Eiszeit schienen mir diese Dinge von großer Wichtigkeit, da ja so sehr vielfach von einem. Wechsel der Vegetation ein direkter Schluß auf einen Wechsel im Klima gezogen wurde. Zweifellos reagiert unsere Pflanzendecke ganz außerordent- lich stark auf auch nur verhältnismäßig geringfügige Ände- rungen des Klimas, seien es auch nicht einmal schärfer ein- schneidende Veränderungen der Temperaturen, sondern nur Schwankungen der durchschnittlichen jährlichen Niederschlags- menge. Ich habe in früheren Arbeiten!) bereits darauf auf- ) Studien über die norddeutsche Heide in Engl. Jahrb. 1895; Die Heide Norddeutschlands. 1901; Handbuch der Heidekultur. 1904. u merksam gemacht, daß verhältnismäßig so geringe und nament- lich so allmählich sich abstufende klimatische Verschieden- heiten, wie sie zwischen dem Osten und dem Westen Nord- deutschlands bestehen, doch imstande sind, für zahlreiche Pflanzenarten eine Grenze, und zwar eine scharfe und kon- stante Grenze, zu ziehen. Eine große a.a. 0. aufgezählte Reihe von Arten, deren Grenzen in den beiden letztgenannten Büchern auf der Karte eingetragen sind, bewohnt z. T. das südöstlichere Flachland, andere leben dagegen gerade im Nord- westen des betreffenden Landesteiles. Viele von ihnen schließen sich gegenseitig aus oder berühren sich in der Mitte nur auf schmalen Streifen. Ein in seiner Oberflächengestaltung so verhältnismäßig monotones und gleichmäßiges Gebiet wie das norddeutsche Flachland ist gerade für derartige Studien geeignet, weil ja keinerlei Gebirge etc. die Gleichmäßigkeit der klimatischen Abstufung stören, und der Pflanzenwanderung, resp. der Samenverschleppung nach allen Richtungen hin keine irgendwie nennenswerten mechanischen Hindernisse im Wege stehen. Das Auffallende und Bemerkenswerte an dieser Pflanzen- verteilung im norddeutschen Flachlande war nun, daß nicht nur die von Südost vorstoßenden binnenländischen, also an kontinentales Klima gewöhnten, Typen dadurch unter sich im wesentlichen parallele Grenzen erreichen, daß die einzelnen Arten eine verschiedene Empfindlichkeit gegen die Eigenart des feuchteren atlantischen Klimas aufwiesen, also mehr oder weniger weit gegen Nordwesten vordringen konnten, sondern daß ihnen entgegengesetzt die nordwestlicben, atlantischen Typen des maritimen Klimas unter sich und mit denen der binnenländischen Arten parallele Grenzen aufweisen, ja daß diese im wesentlichen parallelen Nordost- und Südwestgrenzen ganz deutliche Beziehungen zu den Regengrenzen, zu der Höhe der jährlichen Niederschläge!) und ihrer Verteilung über das Jahr erkennen lassen. Alle hier in Betracht kommenden Arten, die in einem Teile Europas zu den häufigeren (oder doch nicht seltenen) gehören, zeigen in ihrer Verbreitung die Eigenart, daß sie in den Flachlandsteilen, in denen sie eine Grenze erreichen, zunächst ein Gebiet okkupiert haben, in dem sie alle für sie nur irgend geeigneten Standorte bewohnen, wo man ziemlich sicher ist, sie an jeder auch nur annähernd ge- eigneten Lokalität in größerer oder geringerer Zahl zu finden. Diese ihre kompakte Verbreitung erreicht eine bestimmte DeVel: HELLMANK: Regenkarte Deutschlands. 92 Grenze, und über diese hinaus wird die Pflanze zunächst spär- lich, sie wächst nur an ganz bestimmten in ihren physikalischen und chemischen Verhältnissen besonders gestalteten Standorten und auch auf diesen oft nur hie und da auf vorgeschobenen Posten, um dann meist nicht allzu weit von der Grenze .der kompakten Verbreitung auch die absolute Grenze der Ver- breitung zu finden. Diese mehr oder weniger weit vorgeschobenen Posten spielen nun vielfach bei der Beurteilung der Pflanzenwanderungen bei uns und auch anderwärts eine große Rolle; sie werden oft als Überbleibsel (Relikte) aus einer Zeit betrachtet, in der die betr. Pflanze eine weitere Verbreitung (also mindestens eine kompakte Verbreitung bis zu den Grenzen der jetzigen. abso- luten) hatte. Beide Pflanzengenossenschaften, die östlichen wie die westlichen, stoßen ihre vorgeschobenen Posten in das Ge- biet der anderen vor. Bei der durch die jetzige Kon- stanz der Grenzen (unter den von Ost nach: West‘, wenig veränderten Vegetationsbedingungen) belegten großen Empfind- lichkeit der Gewächse gegen die klimatischen Faktoren ist aber im Flachlande anzunehmen, daß bei einer etwa erfolgenden Klimaänderung die sich zurückziehende Pflanzengenossenschaft aus dem für sie ungünstig werdenden Teile völlig verschwindet. In hohen Gebirgen wie den Alpen!) usw. liegen die Verhält- nisse natürlich sehr wesentlich anders, weil dort durch Inso- lation'.oder Nordlage, Abschluß des Tales oder Talkessels gegen warme oder kalte Winde, Föhn usw. auf kurze Strecken die Temperatur- und Feuchtigkeitsverhältnisse sich so ändern können, daß bei Erwärmung des Klimas die kältebedürftigen sich an kalte: Lagen, bei Abkühlung die wärmebedürftigen an warme Lagen zurückziehen können, ohne ganz zu verschwinden. Im Flachlande scheint mir dies nach dem jetzigen Florenbilde nur bei ganz minimalen. kaum merklichen Schwankungen mög- lich; sobald ein wirklich steppenähnliches Klima. einem feuch- teren folgen würde, müßten die atlantischen, an das maritime Klima gebundenen Arten verschwinden, schon weil ihre charak- teristischen Standorte, ihre aus bestimmten Arten zusammen- ‚gesetzten Pflanzenvereine verschwinden würden. Beide, die vorgeschobenen Posten der binnenländischen pontischen oder pannonischen Pflanzen und die der atlantischen Typen, als Re- likte anzusehen, scheint mir absolut unmöglich. Sind, wie sehr vielfach angenommen wird, die meist auf den Heide- oder Hochmooren lebenden nordisch-atlantischen oder nordischen Vgl. Beck in Lotos 55, Heft 3 und 4. 193 Formen Überkbleibsel aus der Eiszeit, also aus der arktischen oder subarktischen Periode, Überbleibsel, die sich an jenen Orten dauernd gehalten haben, da die Moore allgemein zu den „kalten“ Formationen gehören!), nun so kann eine irgend- wie stärkere Schwankung der klimatischen Verhältnisse im norddeutschen Flachlande seit dem völligen Rückzuge des In- landeises nicht mehr erfolgt sein. Die arktische Flora wäre dann der subarktischen gewichen, die bis auf die erwähnten Reste, die außerhalb der kompakten Verbreitung der Arten geblieben sind, dureh die jetzige mitteleuropäische verdrängt ist. Die südöstlichen bzw. pontischen Pflanzen wären dann mit dem Rückzuge des Eises der zunehmenden Erwärmung gefolgt, soweit es jeder einzelnen von ihnen möglich war; sie stießen in ihrer kompakten Verbreitung so weit vor, bis irgend ein klimatischer Faktor (bei uns in der Mehrzahl der Fälle die große Frühjahrs- und Herbstfeuchtigkeit) ihnen eine Grenze setzte; über diese (Grenze hinaus sind ıhre Samen dann natürlich dauernd verbreitet worden, und so haben sich auch noch im ungünstigeren Gebiet an besonders gün- stigen Standorten die Arten hie und da ansiedeln können, bis sie dann mit der Verstärkung des ungünstigen Faktors ihre absolute Grenze erreichten. In diesem Falle wären also die isolierten Standorte der östlichen trockenheitliebenderen Formen nicht als Relikte, sondern als Vorposten aufzufassen. Die @e- hölze wären dann etwa in der vom NATHORST und ANDERSSON angenommenen Reihenfolge eingewandert. Jede stärkere Erwärmung und Abtrocknung des (rebietes nach der Eiszeit, die über die jetzt herrschende hinausging, hätte unbedingt einen starken Vorstoß der östlichen Pflanzen nach Westen zur Folge gehabt, die Hauptwohnplätze der feuchtigkeitliebenden Arten, die Heide- und Hochmoore, hätten in dem trockneren Teile nicht mehr zur Ausbildung ge- langen können und wären verschwunden. Aber auch die andere Standorte bewohnenden Arten wären nach dem jetzigen Florenbilde zurückgewichen. Wäre ein soleher Vorstoß vor- handen gewesen (oder gar deren mehrere), der allmählich wieder auf das jetzige Stadium zurückgegangen ist, so wären danach die atlantischen Pflanzen an den isolierten Standorten Vorposten, die östlichen Relikte. Für ein solches Vordringen der östlichen Steppentypen nach dem Westen fehlen aber bis- her alle stichhaltigen Beweise, soweit dabei pflanzliche Reste ın Betracht kommen; es steht zu hoffen, daß darüber das in Aus- ı) Vgl. WaryınG: Ökologische Pflanzengeographie. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 13 194 sicht stehende Moorwerk WEBERS ausschlaggebende Materialien bringen wird. Ein zwingender Grund, eine so starke Schwankung anzunehmen, liest meiner Meinung nach nicht vor, im Gegen- teil, die jetzige gleichmäßige Pflanzenverbreitung widerspricht dem einigermaßen. | Die hauptsächlichsten für die Beurteilung der klima- tischen und Vegetationsverhältnisse früherer Perioden verwendeten Vegetationsformationen sind die Pflanzenvereine des Wassers und der Moore, weil in ihnen am besten die pflanzlichen Reste ın einem erkennbaren Zustande erhalten bleiben. Die Vege- tation der Gewässer bietet nun aber bei der relativen Unab- hängigkeit der Wasserpflanzen von den klimatischen Verhält- nissen keine wesentlichen Verschiedenheiten bei geringeren klimatischen Unterschieden. Anders ist es mit den Mooren. Diese können namentlich deshalb als wichtigstes Kriterium gelten, weil ein Teil von ihnen, die Heide- und Hochmoore, nur von den Niederschlägen leben. Die an den Grundwasser- stand gebundenen Wiesen- oder Niederungs-Moore werden’ sich überall finden, wo Wasser zusammenläuft, und das kann ja auch in trockneren Gebieten geschehen; echte Heidemoore mit wachsendem Torfmoose (Sphagnum) können aber nur da ent- stehen, wo die Niederschläge genügend groß sind, um‘ dem Moose genug Wasser zu liefern, daher ja auch die Abnahme der Hochmoorbildung bei uns von Nordwesten nach dem trock- neren Südosten und der Rückzug der Hochmoorbildung in den trockneren Teilen in die Wälder. Aber auch hier kann oft die geologische Sehichtenfolge keinen absolut sichern Beweis liefern, es sei denn, daß die Gleichaltrigkeit bestimmter Schichten in zahlreichen Fällen nachzuweisen ist. Die nor- male Schichtenfolge, daß sich auf einem Wiesen- bzw. Nieder- moor oder auf dem gewachsenen Boden das Hochmoor aufbaut, kann durch viele Faktoren gestört werden. Zunächst spielt die Schwankuug des Grundwasserstandes dabei eine wichtige Rolle, und es ist wohl als sicher anzunehmen, daß nach dem Verschwinden des Inlandeises die Erosionsverhältnisse in den Diluvialablagerungen noch sehr andere waren als jetzt, die weiten Diluvialerhebungen zwischen den großen Tälern der Abschmelzwasser sind naturgemäß im Laufe der Jahrtausende seitdem immer schärfer durch die Erosion angefressen worden, der Wasserabfluß ist gleichmäßiger geworden. In früheren Perioden werden daher die Änderungen des Gefälles, die Wasserzufuhr und damit der Grundwasserstand an den ein- zelnen Orten größer gewesen sein als jetz. — Die Über- lagerung eines Hochmoores durch ein Niederungsmoor kann 195 auch dureh Überflutung des ersteren erfolgt sein, ein Vorgang, der sich sogar hie und da jetzt infolge von Wasseraufstau ab- spielt. Auch auf ganz flach gelegenen Mooren kann man ähn- liche Dinge beobachten, wenn das Niederungsmoor von einem Bache durchflossen war, der mit einem minimalen Gefälle sich in ein größeres Gewässer -ergießt. Schon der schwankende Wasserstand des letzteren kann natürlich einen Rückstau, eine Wiederüberflutung des schon mit Hochmoor oder mit Wald be- deckten ausgewachsenen Niedermoores verursachen, aber die langsam fließenden Bäche versperren ‚sich selbst nicht selten durch die Ablagerung der mitgeführten Schlammteile den Ausfluß bzw. legen diesen allmählich höher, und auch ihr Bett selbst bzw. auch dessen Ränder erhöhen sich in der bekannten Weise so lange, bis bei höherem Wasserstande ein seitlicher Durchbruch erfolgt, der zur Wiederüberflutung des Geländes führt. Die Folge ist, daß die begonnene Hochmoorbildung wieder durch eine weitere Wiesenmoorbildung abgelöst wird, bzw. wenn eine Bewaldung stattgefunden hatte, daß der Wald durch das Moor wieder vernichtet wird. Im letzten Falle wird zwischen den beiden Moorschichten eine Wurzelschicht des Waldes in den .Niederungstorf eingelagert erscheinen. Sehr verbreitet muß. die Einwanderung des Torfmooses und damit die Heide- oder Hochmoorbildung in die Wälder gewesen sein, wie die zahlreichen Wurzeln oder zugespitzten Stämme im Liegenden der Hochmoore beweisen. Es kann dies in 2 Formen geschehen. Entweder siedelt sich das Torf- moos selbständig in den feuchten Wäldern an, wie man dies namentlich in den feuchten atlantischen Heidegebieten beob- achten kann, es vermehrt sich und schließt sich bald zu einer Moosdecke zusammen, so den Bäumen die Luft im Boden ab- schneidend und sie vernichtend. Ein anderer Vorgang, der überall da, wo überhaupt noch Hochmoorbildung stattfindet, vor sich gehen kann, ist die seitliche Einwandernng des Moores. Namentlich dann, wenn das Moosmoor in seinem Wachstum seitlich an eine in der Wachstumsrichtung sich sen- kende Stelle gekommen ist, so daß jetzt die Wasserbewegung, die in den Moospflanzen eine absteigende ist, den sonst (so- lange das Moor in einem geschlossenen Kessel wächst) gerade am schlechtesten mit Wasser versorgten Kandpflanzen am meisten zu gute kommt; dann beginnt der Rand des Moores lebhaft den Abhang herabzuschreiten. Ein Wald, der in seinem Wege steht, wird natürlich umwachsen und erstickt. Bewaldete Senkungen können so bald vom Moore ausgefüllt werden. 13* 196 In den mäßig feuchten Gegenden, in denen eine Bildung wachsender Hochmoore unter freiem Himmel nicht mehr gut möglich ist, das lebhaft wachsende Sphagnum sich in den Schutz der Bäume zurückziehen muß, wie wir es vielfach im mittleren und östlichen Norddeutschland sehen, kommt. nicht selten eine interessante Schichtenfolge zustande. Das in den Beständen der Kiefer ete. in dichten Polstern aufwachsende Sphagnum wumwächst, auch mit anderen Moosen, die Stämme so weit, bis die Bäume durch Erstickung der Wurzeln und des Stammgrundes absterben. Durch den jetzt geschaffenen Licht- einfall, die verstärkte Verdunstung an der ungehinderten Sonne wird das Torfmoos in seinem Wuchse stark beeinträchtigt, es bleibt kurz und kümmerlich. Mit der jetzt folgenden starken Entwicklung der dem Moose beigemischten größeren Pflanzen keimen auf dem Boden auch wieder die Baumsämlinge, die, nachdem sie herangewachsen sind, dem Moose wieder Schutz und Schatten spenden, so daß dieses jetzt wieder üppig zu wachsen beginnt, um dadurch wieder sein Zerstörungswerk an den Bäumen einzuleiten, die einige Jahrzehnte lang den Kampf gegen das Torfmoos führen und schließlich, wenn ihr Stamm- grund zn tief im Moose steckt, unterliegen. Das sich er- gsebende Bild ist ein Wechsel von Moos- und Wurzelschichten im Torfe. Ä Die dem Torfmoose beigemischten höheren Pflanzen zeigen sich in ihrem Verhältnis zum Moose sehr schwankend. Ganz geringe Änderungen in der zur Verfügung stehenden Wasser- menge, selbst kürzere ein oder einige Jahre dauernde sommer- liche Trockenperioden vermögen hier eine sehr wesentliche Ver- schiebung hervorzubringen, worauf ich schon früher!) hinwies. Wächst das Sphagnum stark, so werden Wollgras und all die übrigen Begleiter schwach, wenigstengelig ragen sie aus der Moosoberfläche hervor (C. A. WEBER). Sobald aber aus irgend einem Grunde das Wachstum des Mooses nachläßt, stärken sie sich plötzlich, sie bilden dichte Rasen und Bülten, und zwischen ihnen streben Sträucher (Myrica, Ledum usw.) auf. In den etwas trockneren Gegenden haben wir natürlich nur so be- wachsene Moore. Wie gering aber die Schwankungen der Wassermenge zu sein brauchen, zeigt das Verhalten der Moor- ränder, die wohl fast alle .mit den Kräutern und Sträuchern reichlich bedeckt sind, selbst wenn die weite Mitte fast kahl erscheint. Die stärkere Verdunstung, die schnellere Wasser- ableitung usw. dürften es sein, die die Bebuschung an den ') Heide und Moor, S. 62 ff. 197 schräg abfallenden Randteilen bewirken. Je höher das Moor sich über die Umgebung erhebt, desto breiter wird natürlich der buschige Randstreifen, desto größer wird seine Fläche im Verhältnis zur Gesamtfläche des Moores. Es muß also bei kleineren Mooren früher, bei großen spät der Zeitpunkt eintreten, wo das ganze Moor mit dem Buschwerk bewachsen ist. Das buschige Moor hinterläßt, ähnlich wie die Übergangs- moore, eine filzige Wurzelschicht, die auch oft als „Übergangs- moor“ angesprochen worden ist, die sich aber durch die reine Zusammensetzung nur von Heidepflanzen von dem echten Übergangsmoore mit gemischter Flora sehr wesentlich unter- scheidet. An fast allen unseren Heidemooren, die zu Torfstich usw. verwandt werden, kann man beobachten, daß die schnellere Ableitung des Wassers, die Vergrößerung der Oberfläche usw. die Rasen- und Buschbildung auf dem Moore sehr energisch fördern, ja daß sie sie meist unmittelbar veranlassen. Meist finden sich auch an den dann höher gelegenen Stellen Bäume, Birken, Kiefern usw. an. In der Natur entstehen ganz ähnliche plötzliche Veränderungen durch die Moorbrüche, durch den Ausbruch der inneren weichen Moormasse. Durch das da- durch erfolgende Tiefersinken der Moormitte und die schnellere Entwässerung wird sich solch Moor auch zunächst mit Busch- werk und Bäumen bedecken, bis das wachsende Sphagnum die Fläche wieder gleichmäßig überzieht und so wieder eine Wurzelschicht im Innern des Moores einschließt. Ein weiterer Faktor, der beim natürlichen Wechsel der Vegetationsformationen sicherlich eine große Rolle spielt, ist die „Bodenmüdigkeit“!), jene eigentümliche dem Landwirt lange bekannte Erscheinung, daß die meisten Pflanzenarten nur einige Generationen gesund und kräftig an derselben Stelle, auf demselben Boden, wachsen können, daß sie dann, selbst wenn ihnen künstlich Nahrung (Dünger) zugeführt wird, an- fangen zu kränkeln, und daß sie durch andere Arten abgelöst werden. Bei den Krautgewächsen zeigen unsere Erfahrungen und Kenntnisse in dieser Richtung, daß die ausdauernden Arten meist von ihren früheren Wohnplätzen in radialer Richtung fortwandern, ihren ehemaligen Standort meiden (Hexenringe), daB die einjährigen an den Stellen ihrer Vorfahren meist bald klein und kümmerlich bleiben, auf dem neueroberten Terrain aber kräftig aufwachsen. Auch bei unseren Waldbäumen glaubt man hie und da schon Ähnliches zu beobachten, und bei den ') Vgl. 32. Bericht Zoolog.-Botan. Ver. Danzig 1910, S. 54 ff. 198 eroßen Zeiträumen, mit denen die geologische Forschung rechnen muß, ist wohl als sicher anzunehmen, daß auch ohne Eingriff des Menschen nach einer Reihe von: Generationen eine Baumart die andere schwach und kränklich gewordene an den betreffenden Stellen ablöste. Je stärker die Herrschaft der einen Art in einem Lande anfangs gewesen ist, desto auf- fallender muß naturgemäß ihr Rückschreiten werden. Diese „Wechselwirtschaft“, wie sie die Natur uns bei den kleinen (ewächsen alljährlich zeigt, wird ganz sicher auch bei den Siedelungsverhältnissen unserer größten, den Boden am meisten in Anspruch nehmenden Gewächsen, den Waldbäumen, stark mitsprechen. Die Ablösung der meist wenig Humus hinter- lassenden Laubgehölze durch (etwa anspruchslosere) Nadel- hölzer mit reichlicher Humus- und Moosbildung, wie sie zahl- reich im Gebiete der Lüneburger Heide zu treffen ist, ergibt naturgemäß einen Wechsel sehr verschiedener Schichten fossiler Reste. Den aufgeführten Vegetationsänderungen, die auch einen völligen Wechsel der fossilen Reste, eine Änderung im Bilde der übereinandergelagerten Schichten mit sich bringen müssen, ohne daß auch die mindeste klimatische Änderung dazu nötig wäre, ließe sich noch eine Reihe anderer hinzufügen. Ich habe aber geglaubt, hier auf die wichtigsten Faktoren aufmerk- sam machen zu sollen, weil noch jetzt nicht selten in der Literatur aus einfachen Schichtenfolgen auf eine Änderung der klimatischen Verhältnisse geschlossen wird. Manuskript eingegangen am 17. Januar 1910.) 199 11. Klimaänderungen und Binnenmollusken im nördlichen Deutschland seit der letzten Eiszeit. Von Herrn Hans MENnZEL in Berlin. Inhaltsübersicht. Einleitung . Or a I. Die Literatur über deutsche Bee des (Juartärs II. Die Wertung der Binnehinollüskän zur - Beurteilung von Klimaänderungen A. Die fossilführenden Ablagerungen der letzten Glazial- und der Postglazialzeit im nördlichen Deutschland I. Die glazialen benennen bei Lübeck . il. Fossilführende Glazialablagerungen in Ostpreußen . IIL. Die spätglazialen Dryastone bei Lübeck IV. Die Schichten vom Bärenbruch bei Güstrow . V. Der Kalktuff am Windebyer Noor bei Eckernförde VI. Spät- und postglaziale Conchylienfaunen aus Ostpreußen Vll. Die Wiesenkalk- und Torfablagerungen an der Müritz V1ll, Wiesenkalk und Moormergel in Hinterpommern E) B. Die mittel- und nn nach ihrer heutigen Verbreitung . l. Die Gliederung des Faunengebietes dach Klum snsehen Zonen . i II. Übersichtstabelle. ©. Die Gliederung der Spät- und Postglazialzeit im nördlichen Deutschland auf Grund der Binnen- mollusken I. Die Zone der en Ge II. Die Zone des Planorbis stroemi EEE III. Die Zone des Plunorbis umbilicatus und der tentaculata . : IV. Die Zone des Planorbis corneus und ‘der Paludina vivipera V. Die Zone der Dreissena BEEUNONENE und der Helix pomatıia VDE Zusammenfassung RR en, . D. Verzeichnis der wichtigsten es : 200 Einleitung. Zur Lösung der Frage nach den klimatischen Ver- änderungen seit der letzten Eiszeit, die für die Sitzung des XI. internationalen Geologenkongresses zu Stockholm in diesem Jahre zur Diskussion gestellt worden ist, erscheint neben der Flora und der Fauna der Wirbeltiere nicht zuletzt die Fauna der Binnenmollusken geeignet, bedeutungsvolle Beiträge zu liefern. I. Die Literatur über deutsche Binnenmolluskenfaunen des Quartärs. Wenn der XI..internationale Geologenkongreß im Sommer dieses Jahres in Stockholm tagt, werden 58 Jahre verflossen sein, seit ALEXANDER BRAUN auf der 20. Versammlung der Gesellschaft deutscher Naturforscher und Ärzte zu Mainz (im September 1842) zum ersten Male eine „vergleichende Zu- sammenstellung der lebenden’ und diluvialen Molluskenfauna des Rheintales [mit der tertiären des Mainzer Beckens]* ge- geben hat. Schon darin finden wir die Grundzüge angedeutet, die auch heute noch für uns maßgebend bei der Beurteilung fossiler Binnenmolluskenfaunen sind. Die Kenntnis der quartären Binnenconchylien und der sie einschließenden Ablagerungen wurde in der Folgezeit, ins- besondere an ihrer klassischen Stätte, dem Mainzer Becken, weiter ausgebaut durch Männer wie SANDBERGER, ÄNDREAE, BoRTTGER, KocH, KINKELIN und einige andere, doch wirkte ihr Vorgang nicht so befruchtend auf die Quartärgeologie ein, wie die Wichtigkeit des Stoffes es wohl erfordert hätte. (Dafür waren wobl in Deutschland vorerst in den älteren Formationen inter- essantere und wichtigere Probleme zu lösen.) Es wurden zwar weiter Conchylienfaunen aus quartären Ablagerungen, besonders in Süd- und Mitteldeutschland, von CLessin, KOBELT, v. MARTENS, Weiss u.a. vortrefflich bestimmt und veröffentlicht, die Er- örterung der damit verbundenen geologischen Fragen blieb aber in der Regel hinter der zoologischen Behandlung des Stoffes zurück, da die Verfasser meistens keine Fachgeologen waren. Erst in neuerer Zeit läßt sich ein weiterer Aufschwung, vor allem durch die Arbeiten von Wüsr, nicht verkennen, dem sich noch einige andere Forscher wie STEUSLOFF angeschlossen haben. Immerhin ist die Kenntnis der quartären Binnenconchylien- 201 faunen in Deutschland, vor allem in dem Gebiet der nordischen, Vereisungen und ihrer Vorländer, noch recht gering. Ganz be- sonders wenig beachtet wurden aber bisher die alluvialen Conchylienfaunen, von denen man bei geologischen Beschreibungen nicht selten weiter nichts lesen kann als „mit Schnecken, die sich von den lebenden nicht unterscheiden lassen“. Indessen haben auch im Gebiet der nordischen Vereisungen, besonders in der Um- gegend von Berlin, sowie in West- und Ostpreußen, schon vor Jahren eine Reihe von Autoren den quartären Binnenmolluisken ihre Aufmerksamkeit geschenkt, so vor allem Beyrıca, Kuntu, BERENDT, WAHNSCHAFFE, KEILHACK, (GOTTSCHE, SCHROEDER, JENTZSCH, KOERT u.a. Diese Forscher waren aber meistens mehr Geologen als Spezialkenner der Binnenconchylien und ihrer heutigen Verbreitung. Daher tritt in ihren Arbeiten wieder die paläontologische Wertung der Faunen etwas hinter der geologischen Behandlung zurück. Von seiten anderer Geologen, auch von solchen, die sich viel mit Quartärgeologie befaßt haben, wurde den Binnenmolluskenfaunen eine starke Nichtachtung entgegen- gebracht, die wohl allerdings ihren Hauptgrund in großer Un- kenntnis hatte: denn nur so läßt es sich erklären, wie es kommen konnte, daß im I1Il. Teile der Lethaea geognostica, in dem Bande über das Quartär (erschienen 1905), auf der schönen von LÖSCHMAnN gezeichneten. Tafel neben anderen Unrichtigkeiten, mehrere Arten einen falschen Namen tragen!). II. Die Wertung der Binnenmollusken zur Beurteilung von Klimaänderungen. Der Nachweis von klimatischen Veränderungen in der geologischen Vergangenheit auf Grund der Binnenmollusken- fauna, wie er im folgenden versucht werden soll, läßt sich, ebenso wie bei der Pflanzenwelt, nur durch die genaue Kenntnis der Verbreitung der heute lebenden Binnenmollusken führen. Das macht aber die Voraussetzung erforderlich, daß die fossilen Vertreter genau oder wenigstens annähernd genau dieselbe Ab- hängigkeit vom Klima besaßen wie die heutigen. Wir sind !) „Valvata naticina Meske“* — wahrscheinlich Valwata depressa Prr. — „Planorbis (Gyrorbis) carinatus Mürn.“ — Planorbis (Tropidiscus) umbilicotus Miır. Plan. carinatus gehört ebenfalls zu der Untergattung Tropidiscus. nicht zu Gyrorbis. — Helix (Trigonostoma) obvoluta Mürr. teste Sanpe. (— Tropidiscus umbilicatus teste Weıss)“ ist natürlich un- richtig und beruht wahrscheinlich auf einem Verwechseln der Etiketten. — „Suceinea putris L.“ — Suceinea schumacheri Aspr. — Der Autor von ('yrena (Corbicula) Huminalis ist Mürver (nicht „Gravur.“ [?)). 202 aber zu dieser Voraussetzung, wenigstens was die vorliegende Frage, die klimatischen Verhältnisse während der Nacheiszeit betrifft, vollauf berechtigt. Denn die hier in Frage kommenden Arten leben fast alle heute noch und zeigen genau dieselbe Entwiekelung und Ausbildung der Schale. Da aber der Bau der Schale, dieses wichtigsten Schutzorganes der Molluskenwelt, zum großen Teile von den biologischen Verhältnissen und diese wieder stark vom Klıma beeinflußt werden, so können wir eine bestimmte Wechselbeziehung zwischen dem Vorkommen einzelner Conchylienarten. und den Klimaverhältnissen in der Vergangen- heit wie in der, Gegenwart annehmen. Während in der botanischen Literatur die Beziehungen zwischen Pflanzenwelt und Klima schon seit langem eingehende und umfangreiche Behandlung, vor allem auch unter Berück- sichtigung der fossilen Vorkommnisse, erfahren haben, fehlt es in der Literatur der deutschen Binnenmollusken noch sehr an Zusammenstellungen, die ohne weiteres als. Unterlage für geologische Betrachtungen dienen könnten, „Über die Verbreitung der europäischen Land- und Süß- wasser-Gastropoden“ haben wir eine für die damalige Zeit vortreffliche Arbeit aus dem Jahre 1855 von E. v. MARTENS. In neuerer Zeit behandelt. dasselbe Thema, aber in er- weiterter Form, W. KosBELT in seinen „Studien zur Zoo- geographie“, Teil I—II (Wiesbaden 1897-—98). Beide Arbeiten, insbesondere die letztere, bieten zwar einen ausgezeichneten Anhalt für die Bewertung fossiler Faunen, lassen sich aber nicht ohne eingehende Kenntnis der malakozoologischen und palä- omalakozoologischen Literatur verwenden. Den Versuch, diese Lücke auszufüllen, hat nun in neuerer Zeit (1904) A. C. JoHANSsEn in Kopenhagen in seiner Arbeit „Om den fossile Kvartaere molluskfauna i Danmark og dens relationer til forandringer i klimaet“ gemacht. Er geht von dem Gedanken aus, die nördlichste Verbreitung der Conchylien festzustellen, und kommt zu der Erkenntnis, daß die nörd- lichsten Verbreitungsgrenzen der Mollusken ziemlich genau mit dem Verlauf der Juli-Isothermen übereinstimmen. Hieraus be- rechnet er weiter die niedrigste Julitemperatur, unter der jede einzelne Art noch leben und sich fortpflanzen kann. Aus diesen Zahlen sucht er dann auf Grund der gefundenen Mollusken die klimatischen Verhältnisse der geologischen Abschnitte des Quartärs nach Wärmegraden festzustellen. Es muß zugegeben werden, daß dieses Verfahren etwas sehr Bestechendes hat. Vor allem. erscheint wichtig die Ent- deckung des (Gesetzes vom Zusammenhang der nördlichsten Verbreitungsgrenzen der Binnenmollusken mit den Juli-Isothermen. Indessen wurde dieses Gesetz schon 49 Jahre vor dem Br- scheinen von JOHANSENS Arbeit von keinem Geringeren als E. v. MARTENS in seiner oben genannten Arbeit ausgesprochen, wo er auf Seite 44 sagt: „Hauptsächlich ist es aber das Klima, d.h. die Feuchtigkeits- und Temperaturverhältnisse, welche die Verbreitung der Schnecken bedingen. Die ersteren sind leider noch wenig übersichtlich bekannt geworden, die letzteren werden in erster Annäherung durch: die Breitengrade, genauer durch die Isothermen und noch besser durch die Isotheren und Iso- chimen dargestellt.“ Auf Seite 60 heißt es dann noch präziser: „Es ist also nur die Sommertemperatur, in welcher wir eine Übereinstimmung finden, die Winterkälte zeigt bedeutende Ver- schiedenheiten vom ozeanischen Schottland zum kontinentalen Rußland, zwischen welchen beiden die Schweiz die Mitte hält, ein Beweis, daß für unsere Schnecken die Sommertemperatur weit wichtiger ist als das Jahresmittel, denn. den Winter. ver- schlafen sie, er mag nun einige Grade mehr oder weniger haben.“ Demnach muß nicht JoHansen, sondern E. v. MArTEnSs als Ent- decker dieses Gesetzes gelten. Immerhin bleibt Jomansen das Verdienst, die Folgerungen aus demselben gezogen und seine praktische Verwendbarkeit für Klimabestimmungen in der Ver- gangenheit gezeigt zu haben. Indessen haften der Klimatabelle von JOHANSEN noch eine Reihe erheblicher Mängel an, die ihre Brauchbarkeit stark beeinträchtigen. Fin Umstand, der dem Verfasser allerdings nicht zum Vorwurf gemacht werden kann, ist, daß die Zusammenstellung sich nur auf die in Dänemark gefundenen Arten be- schränkt. Dadurch werden eine ganze Reihe der wichtigsten, wohl nur zufällig in Dänemark noch nicht nachgewiesenen Arten, die in Deutschland und England sehr häufig sind und zum Teil auch in Schweden vorkommen, wie Vallonia tenuilabris, Pupa columella usw. nichtin den Bereich der Betrachtung gezogen. Ein wirklicher Mangel, auf den hingewiesen werden muß, ist die Synonymik bei JoHansen. Es werden ohne Angabe der Gründe eine ganze Anzahl von gut unterscheidbaren Formen, die oft ganz getrennte oder doch wenigstens verschiedene geo- graphische Verbreitungsgebiete haben, zusammengezogen. Da- durch werden die oft sehr deutlichen klimatischen Beziehungen vollständig verwischt. So werden z. B. Vitrina pellucida MÜLL. und die nördlichere I’. ungelica BECK, die sich durch größere, er- weiterte Mündung unterscheidet, miteinander vereinigt. Unter Suceinea elegans Rısso versteht JoHAnSEN diese selbst, S. pfeifferi nn Rossm., S. groenlandica BECK und 5. altaica v. MARrRT. Unter Limnaea auricularia L. faßt er den ganzenFormenkreis der L. auri- cularia L. (em. Cuessin), L. obliquata v. M.und der Z. lagotis SCHRENK zusammen. Als Limnaea pereger MÜLL. bezeichnet er Formen, die wir als /. pereger MüLL.. L. ovataDrP. u. L. mucronata Hero auseinanderzuhalten gewöhnt sind. Unter Valvata piscinalis MÜLL. vereinigt er diese selbst mit Formen von V. lilljeborgi WESTERL., V. alpestris Küst., V.raboti West. Diese Beispiele könnte man noch beliebig vermehren. Ja ich bin sicher, daß auch bei anderen Arten, bei denen JOHANSEN nicht angibt, daß er mehrere Formen vereinigt, verschiedene Unterarten oder Variationen, wie man es nennen will, zusammengefaßt werden, die klimatisch scharf auseinanderzuhalten wären, so bei Sphyradium edentulum Drap. u. a. Da gerade über die nordischen Formen der paläarktischen Binnenmollusken ausgezeichnete Untersuchungen von WESTERLAND vorliegen, so wäre es nicht schwer gewesen, diese Formen streng zu trennen. Aber auch der Kernpunkt der Arbeit von JoHANSEN, die Feststellung der tiefsten Temperatur aus der nördlichsten Ver- breitung zeigt noch Unstimmigkeiten. JoHANSEN hebt schon selbst hervor, daß das weitere Vordringen der Mollusken nach Norden mehrfach durch das Aufhören des Landes verhindert sein dürfte, so daß einzelne Arten wohl noch nach nördlicheren (segenden gewandert wären, wenn sie gekonnt hätten. Deshalb dürfte bei mehreren ihre nördlichste Verbreitung nicht mit ihrer äußersten Lebens- und Entwicklungsmöglichkeit zusammen- fallen. Zu solchen Arten scheint mir z. B. auch Anodonta cygnea zu gehören, ohne daß ich indessen zurzeit den strengen Beweis dafür liefern könnte. Es läßt sich aber gerade aus ihrer Ver- breitung deutlich ersehen, daß ihre Nordgrenze sich nicht genau .der Juliisotherme anschließt, sondern im westlichen Europa, im Bereich des ozeanischen Klimas, bedeutend weiter nach Norden vorrückt- (bis zur 13 °-Juliisotherme), während sie im Osten, in Sibirien und Kamschatka, also in der Gegend des kontinentalen Klimas, weiter südlich, bis in den Bereich der 18 °-Juliisotherme rückt. Sie scheint also die kalten, langen Winter zu meiden. Ähnliches mag auch von einer Anzahl anderer Arten gelten. Dieser Punkt bedarf also auch noch sorgfältiger Nachprüfung und Er- gänzung, wenn die exakten Zahlenangaben von JOHANSEN über Klimaverhältnisse Anspruch auf unbedingte Zuverlässigkeit machen sollen. Eine wesentliche Seite behandelt die Arbeit von JOHANSEN aber nur sehr nebensächlich. Das ist die Südgrenze der Ver- breitung der Mollusken. Wenn dieselbe auch bei sehr vielen 205 Arten von geringer Bedeutung ist, da sie sehr weit nach Süden gehen und sich an Wärme, soweit sie mit Feuchtigkeit verbunden ist, in hohem Maße gewöhnen können (lebt doch Zimmaea ovata L.. — L. pereger MÜLL. bei JoHANsEN, die bis zur 8°-Isothere nach Norden geht, in den heißen Quellen in Island bei einer Tem- peratur von + 40° Ö), so haben wir aber auch eine ganze Reihe von Formen, die in einem wärmeren Klima nicht zur Entwick- lung kommen und absterben oder verkümmern. Dazu gehören z. B. Patula ruderata, Pupa columella, turritella, alpestris, arctica usw. Die Feststellung der südlichsten Verbreitung dieser Formen wäre gerade für die Beurteilung fossiler Faunen, in denen sie sich finden, von höchstem Interesse. Wenn also die Arbeit von JoHANSEn auch noch nicht ausreiclıt, um in allen Fällen eine zuverlässige Beurteilung der klimatischen Verhältnisse unserer conchylienführenden Quartärablagerungen zu ermöglichen, so zeigt sie uns doch den Weg, auf dem wir zu einer solchen gelangen können. Sie ist eine wichtige Vor- arbeit für die Lösung der Frage nach den klimatischen Ver- hältnissen und Änderungen in der geologischen Vergangenheit. A. Die fossilführenden Ablagerungen der letzten Glazial- und der Postglazialzeit im nördlichen Deutschland. Im folgenden soll an einer Reihe von Beispielen untersucht werden, wie sich im nördlichen Deutschland die klimatischen Verhältnisse seit dem Höhepunkt der letzten Vereisungen ge- ändert haben. Das in Betracht gezogene Gebiet umfaßt das ganze nördliche, nach unserer heutigen Kenntnis dreimal vereist gewesene Deutschland. Es liegt für dieses Gebiet noch keine Zusammenstellung der Untersuchungen über klimatische Ver- änderungen seit der letzten Eiszeit vor, die sich auf die Con- chylienfauna gründet oder dieselbe auch nur eingehend berück- sichtigt. Nur eine Reihe von Einzeluntersuchungen sind vor- handen, besonders im Westen, in der Gegend von Lübeck und in Mecklenburg, die jungglaziale und spät- oder postglaziale Ablagerungen und ihre Conchylienfaunen, neben den Floren, be- handeln. Diese von Struck, FRIEDRICH, RANGE und STEUSLOFF verfaßten Arbeiten sind deshalb für meine Ausführungen sehr wertvoll gewesen. Ganz ähnliche Funde wie aus der Gegend von Lübeck liegen auch aus Ostpreußen vor. Sie sind aber zum größten Teil noch unveröffentlicht. Schließlich konnte ich noch eine Reihe von eigenen Aufsammlungen aus Hinterpommern, eine reiche Gonchyliensammlung aus dem Kreise Pyritz, dem Arbeitsgebiet des Herrn SOENDEROP, und eine interessante Fauna aus dem Kalktuff am Windebyer Noor bei Eckernförde benutzen, die ich Herrn W. Worrr verdanke. WAHNSCHAFFE hatte in seiner „Öberflächengestaltung des norddeutschen Flachlandes“ III. Auflage, Stuttgart 1909, S. 331/32 folgende Gliederung der in Frage stehenden Zeit ausgeführt, die sich in der Hauptsache auf die phytopaläontologischen Untersuchungen von NATHORST u. A. stützt, aber auch die Faunen nicht unberücksichtigt läßt. I. Spätglaziale Phase. . Dryas- (Yoldia-) Zeit. Il. Postglazialzeit. a) Ältere: Birke-Kiefer- (Ancylus)-Zeit. b) Mittlere: | Eiche- (ZLitorina) Zeit. c) Jüngere: Buche- und Erle- (Mya-) Zeit. !. Die glazialen Süßwassermolluskenfaunen bei Lübeck. Über die jungglazialen fossilführenden Ablagerungen bei Lübeck haben 1900 Struck und 1905 Frıeprıca ausführlich berichtet. Lübeck liegt nach FRIEDRICH in einem Talsandgebiet, dessen Untergrund folgendes Profil zeigt: 1. Jüngster Talsand, feinkörnig, bis 3,5 m mächtig, 2. oberer Talton, oberer Tonmergel oder gelber Ton, bis A m, . älterer Talsand, feinkörnig, bis 6 m, 4. unterer Talton, unterer Tonmergel oder blauer Ton, bis 20. m. ; Darunter folgt überall der obere Geschiebemergel. os Nach Norden zu geht dieses Talsandgebiet in einen schmalen Sandrstreifen über, hinter dem die große Endmoräne folgt. Das Sandrgebiet ist aus groben sandigen Kiesen und kiesigen Sanden aufgebaut, die nach Süden zu den blauen Ton überlagern. Sie werden ihrerseits wieder von dem obersten feinen Talsand überdeckt, so daß folgendes Profil entsteht: 207 1. feiner Talsand, 2. kiesiger Sand, 5. blauer Ton. Im Lustholz bei Israelsdorf und bei Seeretz liegt über dem Kies noch der gelbe Talton. Einlagerungen von conchylienführenden Süßwasserabsätzen fanden sich nun sowohl im Sandrgebiet wie im Talsand und im gelben Talton. a) Im Sandrgebiet. 1. Inder Oldenburgschen Sandgrube beider Herren- fähre war folgende Schichtenreiche aufgeschlossen: 1. Kiesiger Sand, bis 5 m mächtig. 2. Fossilführende Süßwasserablagerung, bestehend aus gelb- braunem, sandigem und tonigem Mergel, hie und da durch Sandstreifen getrennt, im ganzen 2—-3 m. 3. Hellgraue, bryozoenführende Spatsande mit kiesigen Ein- lagerungen. | 4. Blaugraue Tonmergel. In Schicht 2 fanden sich an Gonchylien: Succinea oblonga DRrP. Limnaea ovata DRrr. Planorbis rotundatus PoiR. Valvata piscinalis MÜLL. Anodonta Sp. Sphaerium dupplicatum Or. Pisidium ammnicum MÜLL. Pisidium nitidum JEN. Renee mH 2. In der Langeschen Sandgrube bei Schlutup trat dasselbe Profil auf mit den Mollusken: 1. Limnaea sp. 2. Planorbis nautileus L. 3. Valvrata piscinalis MÜLL. 4. Sphaerium dupplicatum Cr. 5. Pisidium amnicum MÜLL. 6. Pisidium fossarinum CL. 7. Pisidium nitidum JEN. Außerdem wurden im Sande, etwa 1 m über der Tonbank, Knochen von Cervus euryceros, dem Riesenhirsch, gefunden. 3. In der Meyxschen Kiesgrube am Bahnhof zu Schlutup kam unter bis za 6 m mächtigem Sand und Kies eu. eine kaum 2 dm starke kalkig-sandige Ton- und Mergelschicht zutage, die von hellgrauem, ziemlich feinkörnigem Bryozoensand unterlagert wurde. In ihr fanden sich: 1. Limnaea stagnalıs L. 2. Limnaea cf. ovata DrP. 3. Valvata piscinalis MÜLL. 4. Pisidium amnicum MÜLL. 5. Pisidium fossarinum CLEss. 6. Pisidium supinum A. ScHM. 7. Sphaerium dupplicatum ÖLEss. 8. Anodonta ef. mutabilis CLEss. 9. Unio sp. Dicht über der conchylienführenden Mergelschicht wurden außerdem mehrere Knochen vom Rentier gefunden, von denen einer, wahrscheinlich ein Geweihbruchstück, von Menschen ein- gekerbt worden ist. 4. In der Meynschen Kiesgrube im Kiefernwald gegenüber dem Friedhofe ist die hier durch einen Kiessattel von 50 m Breite in zwei Teile zerlegte conchylienführende Mergelbank ebenfalls aufgeschlossen und hat an Fossilien er- geben: 1. Planorbis nautileus L. . 2. Valvata cf. piscinalis MÜLL. 3. Sphaerium dupplicatum CL&ss. 4. Pisidium amnicum MÜLL. 5. Pisidium fossarinum CLEss. 6. Pisidium nitidum JEN. 7. Pisidium obtusale ©. PFr. S. Anodonta sp. Auch in der Sandgrube bei Böge, in der Grube von STEGEMAnNN bei der Herrenfähre und am Avelunddurchstich ist diese Conchylienbank nachgewiesen worden, ohne daß aus ihr noch andere Uonchylien zutage gekommen wären. Von Pflanzen fanden sich außer Characeenresten nur zahl- reiche unbestimmbare mürbe verkohlte Stücke. Auch Diatomeen ließen sich nicht nachweisen. Diese conchylienführenden Bänke von Sandikem Ton, Sand- mergel und tonigem Sand bilden also in dem nrdlich von Lübeck gelegenen Sandrgebiete einen weit verbreiteten Horizont. Derselbe wird von einer bis zu 8m starken Kies- und Sand- schicht bedeckt und von hellen bryozoenreichen Spatsanden unterlagert. Da diese Süßwasserbänkchen nur dünn sind, und Me in 0 torfige Ablagerungen im Hangenden fehlen, so nimmt FrIEDRICH an, daß dieselben nicht Absätze einer langen Interglazialzeit, sondern während einer Öszillation des Eisrandes entstanden sind. Die darüber liegenden kiesigen Sande sind bei einem erneuten kurzen Vorrücken des Eisrandes abgelagert worden!). b) Im Talsand. In der Umgegend von Vorwerk und Oleve, nördlich von Lübeck, findet sich eine aus feinen Sanden gebildete Talsand- fläche, auf der bei Oleverhof und in den Clever Kiefern ca. 2m schräg geschichtete Kiese liegen. An der Basis derselben zeigt sich in einer Grube in den Clever Kiefern eine Tonbank mit großen Anodonta-Schalen. c) Im Talton. Der Talsand von Üleve und Vorwerk geht nach Süden zu in die gelben Taltone über, wie sich nach FRIEDRICH in zahlreichen Aufschlüssen beobachten läßt. Über ihm liegt in der Nähe von Lübeck stellenweise eine dünne Decke von jüngsten Talsanden, die gleichaltrig mit der Kiesdecke in den Clever Kiefern sein müssen. Zwischen diesen jüngsten Talsanden und dem gelben Talton fand sich an einer Reihe von Stellen ebenfalls die con- chylienführende Süßwasserablagerung wieder. 1. Beim Sielbau am Einsegel wurde unter 1 m humosem Sand und 2,5 m Talsand 0,5 m kalk- reicher schwachtoniger Feinsand aufgeschlossen, der nach unten zu in den fetten, hier blaugrauen Talton übergeht. In dem dunkelgrauen, schmierigen Feinsand fanden sich massenhaft Reste von Moosen, grasartigen Blättern und zahlreichen Con- chylienschalen. Unter den Pflanzen bestimmte WEBER: Salix polaris We. Betula nana L. Dryas octopetala L. An Conchylien fanden sich: 1. Limnaea ovata Drr. 2, Planorbis erista L. 1) Gasen rechnet dieses Sandrgebiet Frırprıcns teilweise noch mit zur Endmoräne. (Diese Zeitschr. Bd. 61, 1909. Monatsber. 10.) Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 14 210 3. Valwata piscinalis MÜLL. Pisidium fossarinum CL. >» = ammicum MÜLL. 6. Sphaerium dupplicatum Cr. 7. Anodonta mutabilis OL. 2. Beim Sielbau an der Vorwerker Schule erschien die conchylienführende Schicht unter etwa 2,50 m Talsand und über dem oberen Talton mit folgenden Arten: 1. Limnaea ovata Dre. 2. Valvata piscinalis MÜLL. 3. Pisidium amnicum MÜLL. 4. „ nitidum JEN. 5. Anodonta mutabilis CL. 3. An der St. Lorenz-Mittelschule in der Schwartauer Allee fanden sich bei derselben Schichtenfolge in der fossilführenden Schicht: Limnaea ovata Dre. Valvata piscinalis MÜLL. Sphaerium dupplicatum Cr. Pisidium amnicum MÜLL. 5 fossarinum Cu. 6. 5 nitidum JEN. 7. Anodonta sp. Sa De Unter 1,0 humosem Sand und 0,5 hellgrauem Sand fand sich die fossilführende Übergangsschicht zum Talton ferner am Eisenbahneinschnittzu Breder Mühle, Moislinger Allee11S, sowie an einer Reihe von weiteren Fundstellen. Diese Fundstellen im Gebiet des Talsandes wie des Tal- tones haben das eine gemeinsam, daß sie auf diluvialen Ab- sätzen der Abschmelzperiode liegen, aber in allen Fällen von ebensolchen Ablagerungen noch einmal überdeckt werden. Sie müssen also stratigraphisch entstanden sein in einer Zeit des Eisrückzuges und sind bei einem neuen Vorstoß des Eises mit neuen Ablagerungen überschüttet worden. Diese Rückzugszeit des Eises ist aber nur kurz gewesen, deshalb sind diese Bildungen nicht als Interglazial-, sondern als Interstadialbildungen anzusprechen. Die Bestätigung dieser Ansicht finden wir in den Fossilien. 211 d) Die Fauna des Lübecker Jungglazials. Während aus den Süßwasserablagerungen im Bereich des Taltones auch eine bemerkenswerte Flora gesammelt wurde, die von WEBER bestimmt, folgende Arten enthielt: Nitella flewilis. Chara cf. contraria Bryum sp. Thuidium abietinum BRYOL, EUR. Hypnum stellatum SCHREB. R turgescens JENSEN. 5 Kneiffi ScHIMe. * cuspidatum L. 5 var. fluitans v. KLINGGk. Graminee oder Cyperacee? Potamogeton alpinus BALB. compressus L. B natans L. x sp. Salixc polaris We. » ef. myrsinites L. betula nana L. Dryas octopetala L. Myriophyllum spicatum L., unter denen besonders Saliw polaris, Betula nana und Dryas octopetala wichtig und bezeichnend für arktisches Klima sind, ist die Zahl der Conchylien geringer und nicht so charakteristisch. Es fanden sich insgesamt: (Siehe Tabelle S. 212.) Die Bestimmungen der Mollusken rühren nach FrıEDrICHs Angaben von Crzssiv her, also dürfen wir sie als ganz zuver- lässig annehmen. Es liegt eine eigenartige Mischfauna vor. Die Mehrzahl der Arten besitzt eine weite Verbreitung, bis in die arktische Region hinein. Pisidium supinum ScHMm., Anodonta mutabilis CL. und Unio sind indessen so weit nördlich nicht bekannt. Sphaerium dupplicatum CL. dagegen ist nach seinem Autor eine hochalpine Art, die nur bis in die südbayrischen großen Seen hinabgeht. Da diese kleine Muschel in fast allen Aufschlüssen sich zahlreich zeigte, so muß man sie als das Charaktertier der jungglazialen Ablagerungen der Lübecker Gegend bezeichnen. Ein zweites Charaktertier derselben Absätze ist ohne Zweifel die ebenfalls sehr häufig auftretende Anodonta. Ihr heutiges Vorkommen ınd die darauf gegründete Wertung dieses Tieres in klimatischer 14* Im Im Tal- Nr. Name Sandr- |sand- u. Bemerkungen gebiet Talton- gebiet 1.| Succinea oblonga Dre. 1 2.| Limnaea stagnalis L. . 1 3 ö ovata Drar.. 1 1 4 = SP 1 5. | Planorbis nautileus L. A 1 6. 5 eristaeb.a 2 1 7 i rotundatus Poır. . 1 Fand sich im Sandr- 8.| Valvata piscinalis Müuı. 1 1 [gebiet in allen, im 9.| Sphaerium dupplicatum Cı.. 1 1 Talsand und Ton- 10. | Pisidium amnicum Müur. 1 jl [gebiet fast in allen 11. 4 fossarinum. Cr... 1 1 Aufschlüssen. 12% = nitidum JEN. ji 1 13. 5 oblusale Preirr. 1 | 14. y supinum SCHM. 1 '{ Tratfast überallsehr 15. | Anodonta mutabilis Cr. . 1 1 || häufig in einer „An- 16. | Unio sp. . 1 ‚|odontenbank“ auf. . Beziehung, wie sie JOHANSEN festlegt, würde aber gewissermaßen mit dem Vorkommen von Sphaerium dupplicatum im Widerspruch stehen. Aber Anodonta findet sich öfter in Gesellschaft ark- tischer Lebewesen in pleistocänen Ablagerungen. Man ist des- halb gezwungen, entweder anzunehmen, daß diese große Muschel heute ihre weiteste Verbreitung nach Norden noch nicht erreicht hat; das ließe sich vielleicht dadurch erklären, daß es ihr dort, z. B. im nördlichen Norwegen, an den zum Gedeihen nötigen größeren, stillen Gewässern fehlt. Oder aber ihr Zusammen- vorkommen mit hocharktischen und hochalpinen Arten dicht vor dem Rande des Inlandeises läßt sich dadurch begreiflich machen, daß diese Muschel in den Gewässern weiter südlich häufig war, daß sie oder ihre Brut ständig mit den nach Norden fließenden Gewässern der Flüsse mitgeführt wurde und so immer von neuem eine Ansiedelung erfuhr. Sobald die klimatischen und Nahrungs- verhältnisse es gestatteten, blieb sie aber auch in den erst vor kurzem vom Eise verlassenen Gegenden am Leben und vermehrte sich rasch. Denn wie die dunkle, humusreiche Farbe der glazialen Süßwasserablagerungen zeigt, sproßte in den flachen Wasserbecken vor dem Eisrandeeine üppige Planzenwelt, die aller- dings auf niedere (Algen) und nur wenige höhere Arten beschränkt war, den Anodonten aber eine gute Weide abgab. Auf diese Weise wird man sich auch die Anodonta als gute und unauf- fällige Gesellschafterin der arktischen Binnenmolluskenfauna vor dem Eisrande vorstellen können, um so mehr, als in Nord- . r I N amerika mehrere Anodonta-Arten bis in die arktische Region vordringen. Es ist mir im übrigen gar nicht zweifelhaft, daß bei intensiverer Ausbeutung der Lübecker Glazialfauna noch die eine oder die andere arktische Art, z. B. unter den kleinen Planorben, sich finden wird. Von der Binnenconchylienfauna läßt sich demnach genau dasselbe sagen, was Frıeprıcn für die Flora ausführt. Ein Teil der Fauna lebt heute noch in der Gegend von Lübeck, dringt aber auch bis in die arktische Region vor. Eine Art ist hochalpin. Einige wie Anodonta und Unio fehlen der heutigen Arktis, ihre Gegenwart „erklärt sich (nach FeieprıcH) dadurch, daß unter der südlicheren geographischen Breite und bei der wärmeren und längeren Sommerzeit die durch das Inlandeis nach Süden zurückgedrängten Bewohner unserer Gewässer auf ihrer Rückwanderung den arktischen Pflanzen schnell folgen konnten“. Genau dasselbe gilt von den Säugetieren. Es fanden sich Reste von Ren und Riesenhirsch. Der Ren ist das Charakter- tier der arktischen Welt. Wenn die Bestimmung von Riesen- hirsch richtig ist — NEHRING hat sie ausgeführt —, dann haben wir auch hier ein rasches Nachdrängen der etwas südlicheren Tierwelt, denn Riesenhirsch findet sich meist in der zeitlich unmittelbar vor der letzten Vereisung gelegenen Interglazialzeit. Verstärkt wird dieser Eindruck noch durch das Vorhandensein von Spuren des Menschen. Es mag am Ende der letzten Eis- zeit eine verhältnismäßig warme Periode ziemlich plötzlich ein- gesetzt haben, die einen Rückzug des Eises veranlaßte. Derselbe hatte aber nicht Bestand. Noch einmal kam das Eis wieder, ehe es endgültig aus der Gegend verschwand. II. Fossilführende Glazial-Ablagerungen in Ostpreußen. Ein Gegenstück zu den Lübecker jungglazialen fossil- führenden Ablagerungen bilden ganz verwandte Bildungen in Ostpreußen. Im Jahrbuche der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt für 1905 hatte Herr Hess von WıchDorFF in seinem Bericht über die geologischen Aufnahmen auf Blatt Kerschken Mitteilung von der Auffindung interglazialähnlicher Ablagerungen gemacht. Nach seinen Ausführungen und nach freundlichen Mitteilungen von Herrn E. HaRBorT, der in der Nachbarschaft ganz dieselben Bildungen gefunden hat, treten bei der Ziegelei Orlowen, sowie in Einschnitten der Eisenbahnneubaustrecke Kruglanken— Marggrabowa und an anderen Orten, in typischen Geschiebemergel eingelagert, fossilreiche Bänke von sandigem 214 Ton, Wiesenkalk, humosem Sand, „Gyttja“ und Torf auf, die durchschnittlich 1, höchstens 2 dm mächtig sind und sich öfters mehrfach, bis zu 5-, 4-, ja sogar bis 6 mal, wiederholen. In diesen Einlagerungen ist eine an Individuen sehr reiche, an Arten aber ziemlich arme Fauna von Binnenconchylien enthalten. Da- neben kommen Käfer- und Fischreste sowie Pflanzen, besonders Moose usw., vor. Unter den Conchylien konnte ich bisher erkennen: 1. Pupa muscorum MÜLL. 2. Vertigo parcedentata Au. Br. 3. Succinea schumacheri ANDR. 4. Planorbis arcticus BECK. >. 5 stroemi WEST. 6. Limnaea ovata DRP. Ks > palustris MÜLL. S. 5 stagnalis L. 9: S lagotis SCHR. 10. 5 peregra MÜLL. IH. » glabra MÜLL. 12. Valvata aff. piscinalis MÜLL. 13. Sphaerium sp. 14. Anodonta sp. 15. Pisidium sp. Alle Arten sind ziemlich zahlreich vertreten. Am häufigsten scheint der Planorbis arcticus zu sein. Er ist auch am be- zeichnendsten, denn er ist ein ganz hochnordisches Tier, das noch aus Grönland beschrieben ist. Sein Vorkommen stempelt die Ablagerung zu einer durchaus arktischen. Diesen Eindruck bestätigt das Vorkommen des Vertigo parcedentata und der Succinea schumacheri. Wenn daneben auch recht häufig Anodonten auftreten, so gilt von ihnen dasselbe, was von den Lübecker Anodonten gesagt worden ist. Unter den Anodonten, die meistens schlecht erhalten sind, von denen mir aber durch die Sorgfalt des Herrn Hrss von WICHDORFF eine Anzahl leidlich heiler Stücke vorliegt, lassen sich vielleicht noch mehrere Formen unterscheiden. Das kleine Pisidium, das in einer Größe von kaum 2 mm Durchmesser manche Bänke ganz erfüllt, habe ich noch mit keiner bekannten Art identifizieren können. Es wäre sehr wünschenswert, wenn auch die Flora, insbesondere die Moose der Ablagerung noch genau bestimmt, überhaupt die gesamten Ablagerungen eingehender, als es in dem Bericht geschehen ist, beschrieben würden. Die Ab- lagerungen haben mit „Interglazial“ nichts zu tun. Sie sind eine rein eiszeitliche Bildung, entstanden während kurzer au Öszillationen des wenig nördlich davon gelegenen Kisrandes. Sie zeigen auf das schlagendste, daß wenigstens zur Zeit des Abschmelzens der Südrand des Inlandeises von Pflanzen und Tieren bewohnt war, die ständig nachdrängten und den kaum vom Eis verlassenen Boden zu besiedeln trachteten, auch wenn sieimmervonneuem von dem rückkehrenden Eise verdrängt wurden. Die Lübecker glazialen Süßwasserbildungen haben mit den ostpreußischen fossilführenden Glazialablagerungen das gemein, daß sie wieder von echten Glazialablagerungen, Absätzen des Eises oder dessen Schmelzwassern überlagert werden. Es stimmt deshalb nicht ganz, wenn FRIEDRICH sagt, sie gehören demselben Horizont an wie die „Dryastone“, die RangE beschrieben hat. Stratigraphisch gehören sie vielmehr in einen tieferen Horizont, wenn sie auch dieselbe Flora und Fauna führen. Sie stellen. eine durch die Rückkehr des Eises unterbrochene Dryastonbildung dar. Man könnte sie deshalb zum Unterschiede als glazıal be- zeichnen, während man die Dryastone spätglazial nennen müßte. Diese bezeichnen das Ausklingen der Eiszeit und führen allmählich zu den alluvialen, postglazialen Ablagerungen über. III. Die spätglazialen Dryastone bei Lübeck. Der Ausdruck Dryastone oder Ablagerungen der Dryas- zeit, wie er von Range 1905 im Anschluß an die Unter- suchungen von NATHORST gebraucht wird, bezeichnet durchaus Bildungen der Nacheiszeit. Es werden darunter von NATHORST Ablagerungen verstanden, die auf der Moränenlandschaft liegen und eine sanz bestimmte petrographische Ausbildung zeigen. Es sind fast immer sandige Tone, die nach oben in Wiesenkalk, Faulschlamm und Torf übergehen. Selten nur gehen die Glazialpflanzen bis in den Wiesenkalk hinauf. Darüber haben sie sich wohl noch nie gefunden. Die feste Umgrenzung dieses Begriffes der Dryaszeit ist später dadurch etwas ver- wischt worden, daß auch in älteren Ablagerungen, wie z. B. den jungglazialen Süßwassertonen der Lübecker Gegend, sowie in noch älteren pflanzenführenden tonigen, kalkigen oder torfigen Ablagerungen, z. B. bei Klinge und in Holstein usw., Dryas oder andere Glazialpflanzen gefunden worden sind. Man sollte deshalb den ursprünglichen Horizont der Glazialpflanzen die spät-. glaziale Dryaszeit nennen. Bei dem mehrfachen Vorstoß der Vereisungen bis nach Mitteldeutschland ist es ohne weiteres ein- leuchtend, daß sich auch frühere Dryashorizonte finden müssen, die indessen stratigraphisch auseinanderzuhalten sind. 216 P. Ranger hat nun von zwei Stellen der näheren und weiteren Umgebung von Lübeck echte Dryasbildungen des spätglazialen Horizontes beschrieben. 1. Nusse. Nusse liegt südlich von Lübeck, etwa 7 km westnord westlich von Mölln in der Grundmoränenlandschaft, dicht nördlich des dort durchstreichenden Endmoränenzuges. Der Fundort befand sich 500 m östlich von Nusse in der Ziegelei von Benn. Die Ziegeleitongrube steht in einer kleinen mit Torf erfüllten De- pression, in der unter einer ursprünglich etwa 5 m mächtigen, jetzt auf 2—3 m am Rande reduzierten Schicht eines ehemaligen Hochmoores folgende Schichtenfolge aufgeschlossen war: 1. ein oberer hellgrauer, sandiger, kalkfreier Ton, 0,5—1,0 m mächtig, ohne bestimmbare Pflanzenreste; ' 2. lokal, in der Mitte des Beckens bis 0,75 m starke Schicht von Lebertorf mit Kiefern und Birken; | 3. ein grünlicher Ton mit Salix phylicifolia L. und S. reticulata L., der nach unten ohne scharfe Grenze übergeht in einen 4. lomeıen Ton mit Dryas octopetalaL. und Salix polaris We. Darunter folgte die Grundmoräne. Der überlagernde Torf zeigt etwa 0,50 m über seiner unteren Grenze einen Horizont von Holzresten und Stammstücken, die zu Betula alba, Salix sp. und (Quercus gehören. Nach WEBER fällt die Bildung des Torfes in den ersten Beginn der Eichenzeit. Leider wurden in dieser Ablagerung gar keine Conchylien beobachtet. 2. Sprenge. Sprenge liegt südlich von Oldesloe an der Bahn nach Schwarzenbeck, ebenfalls im Hinterlande der Endmoräne. In . einem vertorften ehemaligen Seebecken waren unter dem Torfe aufgeschlossen: : 1. lokal schlecht erhaltener, verwitterter Lebertorf; 2. eine 2,0—2,5 m mächtige graue und braune Schicht „Gyttja“ mit zahlreichen Pflanzen und Tierresten; 8. ein grauer, sehr plastischer Ton. | In dem grauen Tone fanden sich glaziale Pflanzen (Dryas octopelala L. und Saliv polaris We.) sowie an Conchylien 1. Valvata piscinalis MÜLL. und 2. Pisidium fossarinum CLess. In der Gyttja fehlen spezifische Glazialpflanzen und an Conchylien stellen sich ein: 217 . Valvata ceristata MÜLL. 5 depressa C. Prr. 10. = piscinalis MÜLt. 1. Dythinia tentaculata MÜrn.. 2. Limnaea ovala Dre. 3. Physa fontinalis L. 4. Pisidium amnicum MÜLL. 5. 5 fossarinum MÜLL. 6. Planorbis complanatus L. 7. 5 nautileus L. 8 Se Die Gehäuse der letzten Art erinnern nach RanGk ihres weiten Nabels halber an V. alpestris. Da Range von diesem Aufschluß sagt: „Die freigelegte Oberfläche des alten Seebeckens zeigt einen enormen Reichtum an Conchylienschalen“, so ließe sich die Zahl der "gefundenen Arten wahrscheinlich noch sehr vermehren. Aus den beiden von Range in den Dryastonen bisher ge- fundenen Arten läßt sich in klimatischer Beziehung wenig sagen. Sie haben eine weite Verbreitung. Die Gyttja gehört schon einem höheren Horizonte an. Obwohl also die Conchylienfauna dieser Dryaston-Vor- kommen keinen Anhalt für arktisches Klima gibt, wurden sie doch hier näher aufgeführt, weil sie durch ihre Flora genau charakterisiert sind, und weil an ihnen. besonders schön ihr Altersverhältnis zu den Lübecker Jungglazialablagerungen erkannt werden kann. Und schließlich habe ich sie nicht zuletzt deshalb aufgeführt, weil sie die großen Lücken zeigen, die heute noch in der Kenntnis der Binnenconchylienfaunen unserer Quartärablagerungen klaffen, aber auch die Stellen, wo mit den Untersuchungen eingesetzt werden kann und muß. Daß hier noch gute Resultate erreicht werden können, zeigt die folgende Arbeit. IV. Die Schichten vom Bärenbruch hei Güstrow. Im Jahre 1907 hatte U. SteusLorr „spätglaziale und holo- cäne Ablagerungen“ aus dem PBärenbruch bei Güstrow in Mecklenburg beschrieben. Östlich von Güstrow liegt ein flaches, stark verdüntes Talsandgebiet, auf dessen Sanden an mehreren Stellen feinsandige Tone und Moore liegen, die, z. T. ehedem mit Buchwald bestanden, heute meist entwässert und zu Acker- boden umgewandelt sind. In einem solchen flachen Moorbecken, im Bärenbruch, wurden durch den Dampfpflug fossilführende a, Schichten in die Höhe gebracht, die eine reiche Conchylien- fauna enthielten. STEUSLOFF stellte hier folgendes Profil fest: 1. Zersetzter und humifizierter Torf, der in der Mitte ca. 60 cm mächtig ist, nach den Seiten zu aber rasch abnimmt; 2. lehmigsandige Moorerde, ca. 10 cm; 3. grauweißer, lehmigsandiger, trockner, oft ganz weißer Wiesenkalle ca. 2D. cm; 4. Feinsande, an den tiefsten Stellen des Beckens auch Tone. Das ganze Becken ist nur etwa 1 m tief, und sein Unter- srund wird von Kiesen gebildet. An Pflanzenresten werden nur aus dem Wiesenkalk Chara- Röhrchen angegeben. Von Wirbeltieren fanden sich kleine Knöchelchen und ein Nagerzahn (wahrscheinlich von Ratte). allen Schichten war aber eine reiche Conchylienfauna vorhanden, die nach Horizonten gesammelt und bestimmt wurde. Hierbei wurde der Verfasser von Wüsr und Clessın unterstützt. Es ließen sich im ganzen feststellen: Im Kalke | In der zur 2) | b) Moor- Nr. Namen Fein- un- |obe- | erde | Bemerkungen sande teren | ren md ia I nee a ort 1. | Vertigoparcedentata Au. Br. | | | | var. genest GRDL. 1 3 | | | 2.1 Succinea schumacheri ann: 1 3. | Zimnaea stagnalıs L. Es 1 i 4. B ovata Drar. 1 | sa 1 D. 5 palustris Müun. . Bee. 1 6. | Apleca hypnorum L. | | 1 7.] Planorbis corneus L. . . | | 1 5 = umbilicatus MÜLL. | | 1 % = leucostoma Mürı. | | l 10. s contortus L. - . | | | 17: . eristaglr 2 | 1 E 102 & stroemi lsnorn. 1 at 13. nitidus MüLL. . | 1 1 14. Aneylus tacusimis Ba 3 | | 1 15. | Valvata antiqua Sow. . . ae 16. „. cristata Miu. . | | a 17. | Bythinia tentaculata L. . | Fl 18: 2 leachi SCHEPr. . | Ken! 19. | Sphaerium mamillanum | Wsruv. 1853: Ir) 20. | Pisidium obtusale Dre Fr. 1724 1 123 21. »„.. pusillum Gmer. tt 1 22.5 milium Heu. 1 ei Ganz deutlich treten hier nach der Fauna 3 Stufen der Entwickelung heraus, die mit den petrographischen Unterschieden zusammenfallen. In den tonigen Feinsanden herrschen neben einigen weitverbreiteten Arten V'ertigo parcedentata Aı. Br. var. genesi GRDL. und Succinea schumacheri ANDR. vor, zu denen sich noch Planorbis stroemi gesellt.. Der Vertigo ist hochalpin und arktisch. Die Suceinea, die heute erloschen ist, tritt fast nur in arktischer Gesellschaft auf. Planorbis Stroemi geht zwar nicht ganz weit in die arktische Region hinein, sondern herrscht in subarktischen Gegenden vor (Norwegen, Schweden, Finnland, Sibirien), hat dafür aber auch hier seine Südgrenze und fehlt z. B. in Dänemark und dem nördlichen Deutschland heute vollständig. Man wird demnach zur Zeit der Bildung dieser Ablagerung ein kälteres Klima annehmen müssen. Da aber diese Feinsande den jüngsten Glazialbildungen unmittelbar aufliegen, eine arktische Fauna enthalten und außerdem noch die sandigtonige Facies zeigen, wie sie die spätglazialen Dryas- Tone besitzen, so wird man diese von STEUSLOFF als „Spät- glazial“ bezeichneten Bildungen wohl ohne weiteres den ander- weit Glazialpflanzen führenden sog. Dryas-Schichten gleichsetzen können, auch wenn in ihnen noch nicht Dryas octopetala und Salixw polaris nachgewiesen worden ist. Über diesem spätglazialen Dryas-Horizont vom Bärenbruch bei Güstrow liegt der Wiesenkalk, in dem der Vertigo fehlt, der aber durch das zahlreiche Auftreten von Plan. stroemi sowie von Valvata antiqua charakterisiert ist. Succinea schumacheri ragt noch in seine untersten Lagen hinein, verschwindet dann aber. Es finden sich außerdem noch eine Reihe anderer Formen, die eine weite Verbreitung haben. Diese Wiesenkalke mit Planorbis stroemi sind ihrer Fauna nach als subarktisch zu bezeichnen. In ihnen fehlen noch eine Reihe von Formen, die erst in der höheren Ablagerung, dem Moormergel, auftreten. Und zwar fehlen diese Formen wie Dythinia tentaculata, Plan. umbilicatus, nitidus, corneus u. a. nicht nur hier, sondern auch an einer ganzen Reihe anderer Wiesenkalkvorkommen, wie ich weiter unten noch ausführen werde. Es tritt hier ein neuer Horizont der Postglazialzeit auf, der durch Plan. stroemi und Valvata antiqua charakterisiert wird. Der oberste, dritte Horizont, die Moorerde, enthält die reichste Fauna, in der alle arktischen und subarktischen Arten verschwunden sind. eo, V. Der Kalktuff am Windebyer Noor bei Eckernförde. Hierher, in das Spätglazial und in den Anfang des Post- glazials, gehört auch eine sehr interessante Fauna aus einem Kalktuff am Windebyer Noor bei Eckernförde, deren Kenntnis ich der Freundlichkeit des Herrn Dr. W. WoLrr verdanke. Es liegt hier, teilweise unter einem Kjökkenmödding, der Ostrea, Litorina’u. anderes enthält, Torf und darunter Kalktuff, _ dessen obersten Schichten, wie auch dem Torf, die Fauna des Litorinameeres beigemengt ist. Die ganze Ablagerung fällt vom Ufer weg unter das heutige Noor ein. Der Kalktuff mit dem darüber liegenden Torf ist daher vor der Höhe der Litorina- Senkung, also in der Ancylus-Zeit, und vielleicht während des Anfangs der Litorina-Zeit entstanden. Die Fauna, die demnächst ausführlicher veröffentlicht werden wird, ist besonders reich an Landschnecken. Einige Arten haben noch nicht sicher identifiziert werden können. Immerhin erfordern die bisher bestimmten schon ganz besonderes Interesse. Es fanden sich: . Limax sp. . Hyalina nitidula Drr. s hammonis STRÖM. by) Sp. » SP Conulus fulvus MÜLL. Acanthinula aculeata MÜLL. x lamellata JEFFR. Patula rotundata MÜLL. „.. pygmaea Dre. . Vallonia excentrica STERKI. Xerophila candidula STUD. . Frutieicola incarnata MÜLL. . Tachea nemoralis L. . Chilotrema lapieida L. . Zua lubrica Bruc. . Buliminus obseurus MÜLL. 18. Pupa muscorum L. 192 „, turmmtella NNsıun. 20. Vertigo parcedentata AL. BR. Sewnnummwn Huaurkp na Bora FL as Ber) 21. - krauseana REINH. 22. „ pygmaea Dre. 28. 5 substriata JEFFR. 24. Vertilla pusilla MÜLL. 25. Clausilia laminata MTG. 26. Clausilia sp. 27. 5 SP. 28. Carychium minimum MÜLL. 29. Acme polita Harrı. 30. Succinea putris L. 31. x schumacheri ANDR. 32. Limnaea truncatula MÜLL. 33. Pisidium (Fossarina) sp. Die Mehrzahl dieser Formen hat weitere Verbreitung, ist aber auch in der hocharktischen wie hochalpinen Region heimisch. Eine Reihe von Formen wie Pupa turritella, Vertigo parcedentata Vertigo krauseana, V.substriata gehört zur bezeichnendenarktischen (bzw. alpinen) und subarktischen Fauna. Ihnen dürfte sich Suce. schumacheri anschließen. Die Kalktufffauna vom Windebyer Noor zeigt also gewisse Ähnlichkeit mit der Fauna der Fein- sande vom Bärenbruch bei Güstrow, indem 2 bezeichnende Arten, Vertigo parcedentata und Succinea schumacheri, beiden ge- meinsam sind. Am Windebyer Noor tritt aber außerdem noch eine bisher nur ganz hoch im Norden, auf der Tschukten- halbinsel während der Vega-Expedition von den Gebrüdern Krause gefundene Art, Pupa krauseana, auf. Diese Bestand- teile sind also durchaus arktisch. Es mischen sich nun darunter eine Anzahl Arten, die nach unserer heutigen Kenntnis nicht bis in die arktische, ja’ teilweise nicht einmal bis in die subarktische Region hinaufgehen. Es sind das Patula rotundata, Chilo- trema lapieida und Acme polita. Einmal diese seltsame Mischung von hochalpinen und hocharktischen Arten mit südlicheren, so- dann aber auch der Umstand, daß in den höchsten Schichten die marinen Conchylien der Zitorina-Zeit beigemenst sind, und daß die ganze Ablagerung also zur Litorina-Zeit unter den Spiegel des Noors gesenkt wurde, führt zu der Ansicht, daß in dem Windebyer Kalktuff Ablagerungen aus der gesamten Zeit zwischen der letzten Vereisung und dem Beginne der Litorina- Zeit vertreten sind, deren bezeichnende Conchylien ja nach- gewiesen worden sind. Im Gegensatz zu den meisten anderen Ablagerungen sind hier hauptsächlich Landschnecken vertreten. Die hocharktischen Arten wie: Pupa parcedentata Au. Br. Pupa krauseana gehören sıcher der Dryaszeit an; Pupa turritella und Pupa substriata lassen auf subarktische Verhältnisse, also Ancylus-Zeit schließen, während die Einwanderung der südlicheren Formen vielleicht 222 ans Ende der Ancylus-Zeit oder an den Beginn der Litorina- Zeit zu setzen ist. Die genauere Durcharbeitung neuer, mirganz kürzlich durch die Freundlichkeit desHerrn W. WoLrr zugegangener, nach Horizonten »csammelter Proben wird darin hoffentlich volles Licht bringen. ke) VI. Spät- und postglaziale Conehylienfaunen aus Ostpreußen. 1. Die Decktone. Außer den jungglazialen „interglazialähnlichen“ Ablagerungen bei Orlowen erwähnt Herr Hess von WICcHDoRFF auch Decktone, die auf den Meßtischblättern Kerschken und Gr.-Duneyken in weiter Verbreitung den Geschiebemergel überlagern. In ihnen fand er bei der Ziegelei Kl.-Schwalg eine Bank mit Süßwasserconchy- lien, die Anodonta, Pisidium sowie denselben kleinen Planorbis arcticus BECK, den auch die Kalkeinlagerungen von ÖOrlowen enthielten. Diese Decktone unterscheiden sich von den juns- slazialen Bildungen nur dadurch, daß sie nicht wieder von Glazialablagerungen bedeckt werden. Sie stehen also unter- einander in demselben Verhältnis wie die jungglazialen Süß- wasserablagerungen von Lübeck zu den spätglazialen Dryastonen derselben Gegend. Man wird also die fossilführenden Deck- tone in die spätglaziale Dryas-Zeit stellen können. 2. Die Terrassenfaunen. Außer in den Decktonen fanden HEss voXx WICHDORFF und HarBorrT auch auf den Terrassen des Masurischen Seengebietes fossilführenden Ablagerungen. Die Conchylien kamen teils in Kiesen, teils in Sanden und sandigen Tonen vor, die auf den Terrassenkiesen lagerten. Es ließen sich unter dem mir von den beiden Herren freundlichst vorgelegten Materiale folgende Formen festellen: 1. Limnaea stagnalis L. 2. 5 ovata Dre. ®% 2 lagotis SCHRENK. 4. " palustris MÜLL. var. turricula Heu. Ds : pereger MÜLL. 6. Planorbis stroemi WESTERL. 7. Valvata cf. andreaei Mzu. 3. Sphaerium corneum U. 9. Pisidium sp. 10. Unio Sp. 223 Diese Fauna ist anscheinend schon etwas jünger als der Dryas- horizont. Sie enthält als Charaktertier den Planorbis stroemi und stimmt hierin sowie in der ganzen Zusammensetzung der Fauna gut mit der Fauna aus dem Wiesenkalk vom Bärenbruch, besonders in seinen höheren Schichten überein. Das Verhältnis der Valvata- Formen aus der Verwandschaft der andreaei- zu den antiqua- Formen ist noch nicht recht geklärt. 3. Wiesenkalk. Ferner verdanke ich der Freundlichkeit und dem Eifer des Herrn Hess von WICHDORFF noch eine kleine Fauna aus Wiesen- kalk, der sich ebenfalls auf dieser Terrasse befindet. Sie enthält: Planorbis gredleri Ba. Valvata piscinalis MÜLL. Bythinia tentaculata L. Pisidium sp. Es fehlt hier Plan. stroemi, er ist durch Pl. gredleri abgelöst, und es hat sich Dythinia tentaculata eingestellt, die im Bärenbruch ebenfalls erst nach- dem Aussterben von Al. stroemi erscheint. Diese kleine Fauna enthält also nur Tiere des ge- mäßigten Klimas. 4. Quellmoore. Schließlich steht mir, dank dem unermüdlichen Sammel- fleiß desselben Herrn eine interessante Landschneckenfauna aus kalkigen Quellmooren Masurens zur Verfügung. Über diese Quellmoore haben die Herren Hrss von WICHDORFF und RANGE 1906 berichtet. Allerdings haben die Autoren sich lediglich auf die Darstellung der geologischen Verhältnisse beschränkt, ohne auch auf die paläontologischen näher einzugehen. Nur eine Reihe von Pflanzenyorkommnissen aus diesen interessanten Ablagerungen wird erwähnt. Diese Quellmoore sind in Masuren in ziemlicher Anzahl bisher nachgewiesen in 4 Bezirken. 1. Im Haazüerseegebiet mit seinen zahlreichen Seen und niedrig gelegenen Wiesenufern. In dem tief in das Hochland eingeschnittenen Krebs- bachtal. 3. Im Lenkuktal. 4. Am Rande des weiten Skellischen Beckens. Die Quellmoore bestehen nach Hrss von WICHDORFF aus einem Gemenge von Humus, Kalk, Sand und Ton und treten & 224 in der Regel am Rande von Talböden und Gehängen da auf, o Sand- und Kiesschichten an denselben zutage treten, sei es, daß sie Geschiebemergel überlagern, sei es, daß sie in denselben eingeschaltet sind. Sie entstehen dadurch, daß an dieser Stelle das in dem Sand oder Kies vorhandene kalkreiche Wasser austritt, eine üppige Vegetation verursacht, die nach ihrer Vertorfung mit dem ausgeschiedenen Kalk das Quellmoor zusammensetzt. Da die Quellmoore sich meist an Stellen finden, wo alluviale Erosion schon stark gewirkt hat, so geht ihre Entstehung natur-: gemäß nicht bis in den Beginn der Alluvial- oder Postglazial- zeit zurück. Das zeigt sich deutlich an der Conchylienfauna, die in der Hauptsache aus Landschnecken besteht. Es fanden sich unter den von Herrn Hkss von WICHDORFF gesammelten Fossilien: Hyalina hammonis STRÖM. Patula rotundata MÜLL. Conulus fulvus MÜLL. Vallonia costata MÜLL. Zonites nitidus MÜLL. Helix fruticum MÜLL. „ arbustorum L. „ nemoralis L. „ bidens CHEMN. Cionella lubrica MÜLL. Clausilia laminata Mic. ». ventricosa Drr. ” SP- Succinea putris L. Limnaea truncatula MÜLL. Planorbis vortex L. s umbilicatus MÜLL. Pisidium sp. Unter diesen Arten ist bemerkenswert Helix bidens CHEMN. eine mehr osteuropäische Art, die sich in Kalktuffen am Rande unserer großen Flußtäler und Seenterrassen des östlichen Deutschlands häufiger findet. Sie geht nicht ins Gebirge, sondern findet sich nur in der norddeutschen Ebene, hat hier aber auch ihre Westgrenze. VII Die Wiesenkalk- und Torfablaeerıu an an der Müritz. STEUSLOFF, dem wir die sorgfältige Untetsuchan der Schichten vom Bärenbruch verdanken, hatte 1905 auch die ic ha 225 „lorf- und Wiesenkalk-Ablagerungen im Rederang- und Moor- see-Becken“ auf ihre Flora und Fauna hin erforscht und be- schrieben. Auf der Nordostseite der Müritz, des größten mecklen- burgischen Binnensees, breitet sich zwischen dem Spiegel des Sees im Südwesten und dem Diluvialplateau im Nordosten, in der Gegend von Federow, eine weite flache Niederung aus, in der der Rederangsee inmitten von Torfflächen liegt, dem sich nach Nordwesten zu der Warnker- und der Moorsee mit ihren Torfniederungen anreihen. In dem westlichen Teile des großen Bruches, zwischen Rederang- und Warnker See entnahm StEUSLOFF am „Hüttengraben“ mit Hilfe einer Torfstech- maschine der hier 350 cm mächtigen Ablagerung eine Serie von Proben, die folgendes Profil ergaben: 1. 15 cm Abraum, 2. 50 - dichter dunkler Torf, 3.a) 175 - lockerer Schilftorf, b) 20 - Moostorf, ec) 830 - lockerer Schilftorf, 4. 15 - kalkhaltiger Nymphaea-Torf, D. 25 - grauer Wiesenkalk, 6. 20 - weißer S Die einzelnen Schichten wurden gesondert auf Pflanzen- und Tierreste untersucht, und es fanden sich im weißen Wiesen- kalk an Binnenconchylien: Limnaea cf. stagnalis L. Planorbis crista L. Bythinia tentaculata L. Valvata piscinalis MÜLL. Pisidium fossarinum CLEss. Dieser weiße Wiesenkalk geht nach oben unmerklich in grauen über, der dieselbe Fauna einschließt. Es tritt hier aber noch Planorbis umbilicatus dazu. An der oberen Grenze nach dem Torf zu liegt eine Übergangsschicht, die besonders reich an Conchylien ist. STEUSLOFF nennt Planorbis albus MÜLL. crista L. R spirorbis L. Physa fontinalis L. Bythinia tentaculata L. Valvata piscinalis MÜL1. = eristata MÜLL. Pisidium fossarinum ÜL£ss. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. BZ] 226 Der Charakter bleibt derselbe wie der der tieferen Ab- lagerungen. Dasselbe gilt von der Fauna der nun folgenden kalkigen Torfe, nur daß die Oonchylien selbst an Zahl und Größe bedeutend zunehmen. Es fanden sich: Limnaea stagnalis L. juv. ovata DRP. Physa fontinalis L. Planorbis marginatus Dre. rn albus MÜLL. h spirorbis L. crista L. Bythinia tentaculata L. 5 ventricosa GRAY. Valvata piscinalis MÜLL. Sphaerium corneum L. Pisidium fossarinum CLEss. Die höheren Torfschichten enthalten keine Molluskenreste mehr. An Pflanzenresten fanden sich in den Wiesenkalken wie ın dem kalkigen Torf neben Pollen von Pinus auch durchweg Pollen von Corylus, Tilia und Quercus. Demnach ist die ganze Ablagerung in die Eichenzeit zu setzen, was mit dem Vorkommen von Bythinia tentaculata und Planorbis marginatus gut überein- stimmt. STEUSLOFF hat nun zur Ergänzung des Hüttengraben- profiles am westlichen Rand der Niederung noch 2 Profile auf- genommen, von denen besonders das eine reich an Land- schnecken war und so die Conchylienfauna trefflich ergänzt. Das eine Profil am Fuß der Düne, nördlich von Müritzhof, zeigte folgende Schichtung: 10 cm Humus, 15 - humoser Feinsand, 40 - Torf, oben viel Holz, unten sandig mit Wasser- conchylien, : darunter Feinsand. Die Conchylienfauna bestand aus: Zonitoides nitidus MÜLL. Carychium minimum MÜLL. Planorbis marginatus DRP. - nitidus MÜLL. Valvata cristata MÜLL. Pisidium fossarinum. CLESS. 227 Das andere Profil, das östlich der höhern Düne, nahe am Waldvorsprung alaaan ist, zeigte: 1Scm schwarzen, sehr Teckeren Humusboden mit wenigen, sehr schlecht erhaltenen Pflanzenresten, ohne don: chylien, 5cm Übergangsschicht mit sehr vielen Conchylien, 50em Wiesenkalk mit vielen Conchylien, deren Zahl nach unten sehr abnimmt. Die gefundenen Conchylien sind: h Wiesenkalk UÜber- Nr: Name gangs- Bemerkungen schicht | Oberer | unterer Teil Teil 1.| Zimax agrestis 1 2.| Ayalina cellaria 1 3 nıtidula 1 1 4. eristallıina 1 1 5. = fulva 1 1 ji 6.| Zonitoides nitidus 1 1 : Patula rotundata Jı 1 = maea 1 ii : ee 9.| Helix elchella i 1 1 1 Mn ger. 10. „ aculeata 1 1 1 a en: Ir: „ bidens . 1 | ee 12. „ hortensis . 1 Se 1 meuehlarietit 13.| Zua lubrica . 1 1 14.| Pupa muscorum 1 1 1 15.} Vertigo antivertigo . 1 ii 16.| Vertilla angustior 1 ji 1 17.| Clausilia plicatula . 1 18. 2 biplicata 1 li 19. | Suecinea pfeiferi 1 20. a oblonga 1 1 21.| Carychium minimum 1 1! 1 22.| Planorbis margınatus . 1 23. & rotundatus il 24.| Acme polita . 1 1- 29.| Valvata eristata 1 26.| Pisidium fossarinum 1 Durch die ganze Ablagerung kommen Pollen von Tilia | und Quercus vor. Trotzdem Bythinia tentaculata überhaupt und Planorbis marginatus in den tieferen Schichten des letztgenannten Profiles fehlt, kann man diese Ablagerung vom Westrande des Beckens dem Wiesenkalk am Hüttengraben im Alter gleich- setzen. Interessant ist in dieser letzten Fauna das Vorkommen von Helix rotundata, aculeata und bidens sowie von Acme pohta. 15* 228 VII. Wiesenkalk und Moormergel in Hinterpommern. Die Untersuchungen postglazialer conchylienführender Ab- lagerungen in Ostpreußen und in Mecklenburg konnte ich selbst ergänzen und bestätigen durch Aufsammlungen, die ich z. T. mit Unterstützung von Herrn SOENDEROP vor kurzem in Hinterpommern ausführte. Diese Aufsammlungen sollen dem- nächst in anderem Zusammenhange und an anderer Stelle aus- führlich veröffentlicht werden. Hier will ich nur kurz auf die Hauptresultate der Fossilbestimmung eingehen. In einem Moore bei Gülz im Kreise Köslin fand ich unter ca. 2m Torf einen grauweißen Wiesenkalk ausgehoben, der zum Mergeln der Felder Verwendung finden sollte. Teils durch Ablesen der Haufen, teils durch Schlämmen des Materiales erhielt ich folgende Fauna: Limnaea ovata DRP. 5 lagotis SCHR. 5 stagnalis UL. . Planorbis contortus L. s stroemi WEST. . Bythinia cf. tentaculata L. . Valwata cf. piscinalis MÜLL. Pisidium sp. Ra eo In ihr kommt Pl.stroemi zusammen mit Dythinia tenta- culata vor. Allerdings ist letztere nicht die typische Form, sondern eine eigentümliche öfter auftretende Abart mit viel tieferen Nähten als der Typus. Da das Material der Halde entnommen wurde, so kann nicht-genau gesagt werden, ob eine ursprüngliche Mischfauna vorliegt, oder ob die Conchylien zweier Horizonte durcheinander geraten sind. Ein anderes Wiesenkalklager liegt bei Bonin, südöstlich von Köslin, und wird zur Mergelfabrikation für landwirt- schaftliche ade abgebaut. Es ist nur von einer schwachen Torfschicht bedeckt, die an manchen Stellen sogar ganz fehlen kann. Beim Sammeln wurden leider die Horizonte nicht streng auseinandergehalten, sondern nur allgemeine Beobach- tungen über Vorkommen einzelner auffälliger Arten gemacht. Die Gesamtfauna setzte sich aus folgenden Arten zusammen: 1. Limnaea stagnalis L. 2% > auricularia L. 3. 5 ovata Drr. 4. 5 lagotis SCHR. D. „ truncatula MÜLL. an me nn nn m m U ein 6. Planorbis 'stroemi WEST. TR r umbilicatus MÜLL. 8. = gredleri Bz. 9 S glaber? JEFFR. 10 corneus L. » 11. Valvata antiqua Sow. 12. piscinalis MÜLL. 13. Dythinia tentaculata L. 14. Paludina vivipara L. 15. Anodonta sp. 16. Pisidium sp. Von diesen Arten kommen Paludina vivipara und Planorbis corneus sowie die großen Formen der Limnäen nur in den obersten Lagen, unter der dünnen Torfdecke vor. Etwas tiefer herrschten Plan. marginatus und Bythinia tentaculata vor, beide gehen aber auch nach oben weiter. Planorbis stroemi und Valvata antiqua sowie die großen Anodonten, von denen indessen meist nur die Epidermis er- halten ist, kommen am häufigsten in den tiefsten aufgeschlossenen Schichten vor. Ich habe aber leider nicht darauf geachtet, wie weit sie nach oben gehen, und ob sie sich mit Plan. mar- ginatus und Bythinia tentaculata mischen. Diese beiden kommen in den tiefsten Schichten sicher noch nicht vor. Es soll eine meiner ersten Aufgaben im nächsten Sommer sein, das Lagerungs-Verhältnis dieser Conchylien zu einander an den schönen Aufschlüssen zu Bonin genau nachzuprüfen. Im Laufe dieses Sommers hatte ich auch Gelegenheit, die an Conchylienschalen ungemein reichen Moormergellager der Gegend von Pyritz unter freundlicher Führung von Herrn SOENDEROP kennen zu lernen. Es liegen hier im Tiefsten des mit den bekannten Pyritzer Weizackertonen ausgefüllten Stau- beckens Wiesenkalke und Torfe, von denen die letzteren häufig durch sehr reiche Beimengung von feinem Sand und Kalk in Moormergel übergehen. | Aus verschiedenen Moormergelaufschlüssen bei Woitfick konnte eine reiche Fauna gesammelt werden, die durch Ablesen der obersten Moormergelschichten noch vermehrt wurde. Hier zeigte sich wieder auf das deutlichste, daß eine Reihe von Arten auf den höchsten Horizont beschränkt waren, manche sogar nur subfossil vorkamen. Es ließen sich bisher insgesamt feststellen: 1. Conmulus fulvus MÜLL. 2. Hyalina hammonis STRÖM. 9 © a men 3) © SURSO > os 02 09 0 0) ge) o 230 Zonitoides nitidus MÜLL. Vallonia pulchella MÜLL. excentrica STERKL > costata MÜLL. Helix bidens CHEMN. s MRuenm. Moe „ incarnata MÜLL. arbustorum L. „ nemoralis L. „ hortensis MÜLL. „ haspada No. „. eandidula StuD. „ obvia Harım. ” _ v»omatıa 1. Uhondrula tridens MÜLL. Buliminus montanus DRrP. Pupa muscorum MÜLL. Vertigo pygmaea Dr. Vertilla pusilla MÜLL. Cionella lubrica MÜLL. Succinea pfeifferi RossM. 5 putris L. 5 oblonga Drr. Carychium minimum MÜLL. Limnaea palustris MÜLL. 5 stagnalis L. 5 pereger MÜLL. \ truncatula MÜLL. 5 ovata Dr. # auricularia U. = ampla HarrM. Planorbis corneus L. n umbilieatus MÜLL 5 vortex L. 3 contortus U. = rotundatus POIR. “ nitidus MÜLL. 5 glaber JEFFR. Bythinia tentaculata Dre. 5 leachi SHEPP. Paludina vivipara Dre. Valvata piscinalis MÜLL. Neritina fluviatilis L. Unio pietorum L. 231 47. Anodonta ceygnea L. 48. Sphaerium corneum L. 49. Pisisium sp. 50. Dreissena polymorpha PALLAS. Von diesen sind vor allem Helix pomatia und H. obvia sowie Dreissena polymorpha als ganz junge und nur in den aller- obersten Schichten auftretende Einwanderer auszunehmen. Einer etwas älteren Stufe gehören Chondrula tridens, Planorbis corneus und Paludina viwipara an, die sich aus den obersten Moormergelschichten in Menge ablesen ließen, in tiefere Hori- zonte aber nicht hinabsteigen. Hier finden sich vorwiegend, auch an Individuenzahl alle anderen übertreffend, Bythinia tentaculata und FPlanorbis umbilicatus. Die unter dem Moor- mergel noch vorhandenen Wiesenkalke waren nicht aufgeschlossen, so daß die Fauna der tieferen Schichten bei Pyritz nicht ge- sammelt werden konnte. Es sind noch eine ganze Reihe von alluvialen Faunen aus dem nördlichen Deutschland veröffentlicht, besonders auch in den Erläuterungen der geologischen Spezialkarte, aber nirgends sind die Aufsammlungen nach Horizonten geschehen, so daß die Verwertung dieser Faunen zu dem vorliegenden Zweck ohne Kenntnis der Lokalitäten schwierig, ja unmöglich ist. ‘ Sie sollen daher hier nicht weiter berücksichtigt werden. B. [Die mittel- und nordeuropäischen Binnenmoilusken nach ihrer heutigen Verbreitung. I. Die Gliederung des Faunengebietes nach klimatischen Zonen. Die klimatische Wertung der Binnenmollusken kann nur auf genauester Berücksichtigung ihrer heutigen Verbreitung gegründet sein. Wir sind in der glücklichen Lage, in WESTERLUNDs „Fauna der in der paläarktischen Welt lebenden Binnenmollusken“ ein Werk zu besitzen, das mit aller wünschens- werten Genauigkeit und Vollständigkeit über die Verbreitung der meisten hierbei in Frage kommenden lebenden Arten Auf- schluß gibt. Auf Grund dieses Werkes, das nach einer umfang- reichen Spezialliteratur (die hier anzuführen, zu weit gehen dürfte) der lebenden und fossilen Binnenmollusken ergänzt wurde, habe ich versucht, alle in Betracht kommenden Arten nach klimatischen Gesichtspunkten zu ordnen und in eine Anzahl von Klassen einzureihen, die durch ihre Verbreitung 232 gegeben und klimatisch wichtig sind. Theoretisch wäre ja das Verfahren von JOHANNSEN das beste gewesen, für jede Art die Nordgrenze und die für diese Punkte herrschende Juliisotherme zu bestimmen. Es fehlt aber dann noch die höchste Temperatur, die. die einzelnen, besonders die nördlichen Arten zu ertragen fähig sind, ohne auszusterben. Zudem sind eine Reihe von Arten bisher nur an isolierten Fundorten nachgewiesen, so daß wir über ihr volles Verbreitungsgebiet und damit ihre wirkliche Abhängigkeit vom Klima noch zu wenig Bescheid wissen. Immerhin wird es eine Aufgabe der Zukunft sein, für jede einzelne Art diese beiden Zahlen möglichst exakt festzu- stellen. Nach KoserLr müssen wir unsere heutige Molluskenfauna direkt aus der vorquartären ableiten. Er sagt: „Die heutige mitteleuropäische Molluskenfauna hatte sich mit fast allen ihren Details in Formenbildung und Verteilung bereits aus der pliocänen entwickelt, als die Kälteperiode begann“ (S. 162). Die Eiszeiten haben dann nur eine Verschiebung der Zonen und bis zu einem gewissen Grade eine Mischung verursacht. Die nordischen kamen nach Süden. Der Hauptstamm der Molluskenfauna überdauerte die Eiszeiten in dem eisfrei ge- bliebenen Teile des mittleren Deutschlands. Eine Anzahl Arten, die südlicheren Gegenden entstammte, ging zugrunde. Nach Schluß der Eiszeiten begann der umgekehrte Vorgang. Die nordischen Arten zogen sich in ihre Heimat und auf die hohen Berge zurück. Die einheimischen vermehrten sich und gewannen die ihnen vom Eis genommenen Wohnplätze wieder zurück. Von Süden her erfolgte ein Zuwandern neuer Arten, die während der Eiszeit ausgestorben oder überhaupt noch nicht vorhanden gewesen waren. (Dieser Vorgang hatte in den Interglazialzeiten schon begonnen, war aber unterbrochen worden.) Das Einwandern der südlichen Arten konnte aber zu uns nicht von Süden her geschehen, denn dort lag und liegt der unüber- steigbare Wall der Alpen vor. Es fand vielmehr um die Alpen herum, teils von Südosten, teils von Südwesten, hie und da abeı uch von beiden Seiten aus statt. Das ganze in Frage kommende Gebiet gehört zu der paläarktischen Region der Zoologen. Die von mir an- genommenen Unterabteilungen, die im übrigen fast genau mit den von den Botanikern unterschiedenen Florengebieten über- einstimmen, haben naturgemäß keine ganz scharfen Grenzen, sondern gehen mehr oder weniger ineinander über und ent- haltem vor allem eine ganze Anzalıl Arten gemeinsam. Es ließen sich 5 Gebiete unterscheiden: 0 LEE Ne = 233 das arktische (und alpine) Gebiet; das subarktische (und subalpine) Gebiet; das mitteleuropäische Gebiet; das südosteuropäische Gebiet; das südwesteuropäische Gebiet. RIO ı. Das arktische (und alpine) Gebiet. Das arktische (und zwar hier nur das paläarktische) Gebiet umfaßt die dem Pol am nächsten liegenden Länder des nördlichen Europa und Asien, bis etwa zur Baumgrenze. Diese fällt hier annähernd, wenn auch durchaus nicht genau, mit dem Polarkreis zusammen. In die arktische Region gehören: das östliche Grönland, Island (z. T.), das nördliche Norwegen, das nördlichste europäische Rußland und das nördliche Sibirien. Botanisch ist diese Gegend das Reich der Tundren. Von Land-Säugetieren sind dieser Zone eigen: Moschusochse, Rentier, Schneehase, Lemming, Eisbär und Eisfuchs. Der arktischen Zone entspricht in den höheren Gebirgen die baumlose Alpenzone, die ähnliche Temperaturverhältnisse wie die arktische Zone zeigt, aber sich z. B. durch größeren Lichtreichtum unterscheidet. Die Faunen beider Regionen, der arktischen wie der alpinen, sind ziemlich gleichartig. Sie haben die größte Zahl der kleinen, feuchtigkeitliebenden Arten (Pupa, Vitrina) gemeinsam. Die Fauna der Alpenregion besitzt aber eine Anzahl eigener größerer Arten, die der arktischen Region fehlen, wie die Campyläen und Clausilien, die aber für unsere Zwecke un- wichtig sind, da sie nicht in norddeutschen Pleistocän- ablagerungen vorkommen. 2. Das subarktische (und subalpine) Gebiet. An die arktische Zone schließt sich nach Süden die sub- arktische Zone an, ein Gebiet, das an der nördlichen Baum- grenze beginnt und etwa bis zum Finnischen Meerbusen reicht. Es ist das das Gebiet der Nadelwälder und der Birken. Seine Südgrenze ist nicht scharf. Man kann sie etwa dahin setzen, wo die Eiche und der Getreidebau beginnen. In den Alpen entspricht dieser subarktischen Region die subalpine, die sich von der oberen Baumgrenze bis zum Auf- treten der Buchen und des Getreidebaues erstreckt, also den oberen Waldgürtel einschließt. In dieses Gebiet gehören auch noch die Gipfel einiger höherer Mittelgebirge, wie z.B. der Karpaten, der Sudeten, des Schwarzwaldes und der Vogesen, vielleicht auch schon des Harzes. 234 3. Das mitteleuropäische Gebiet. Mit dem ersten Auftreten der Laubwälder, im Norden der Fichen, in den Alpen der Buchen, setzt das mitteleuropäische Faunengebiet ein, das sich durch das Auftreten einer größeren Zahl von Laubschnecken auszeichnet. Es umfaßt den südlichen Teil von Schweden und Norwegen, Dänemark, das gesamte Deutschland bis an die Alpen und erstreckt sich nach Osten weiter in das mittlere Rußland hinein und nach Westen über Belgien und Holland hinüber nach dem britischen Inselreich, von dem nur das nördlichste Schottland zum vorigen Gebiet gehört. Die Verteilung der Binnenmollusken ist in diesem großen ebiete nicht ganz einheitlich; insbesondere lassen sich zwei Untergebiete deutlich voneinander trennen, einmal die deutschen Bergländer und zum anderen das mitteleuropäische Tiefland. Die Unterschiede dieser beiden Gebiete sind indessen weniger durch klimatische Verhältnisse als durch Unterschiede in den Lebensbedingungen der Mollusken bedingt. 4. Das südosteuropäische Gebiet. Dasselbe beginnt, soweit es hier in Betracht kommt, etwa in Österreich-Ungarn in Höhe der Alpen und erstreckt sich bis zum Schwarzen Meer, nach der Balkanhalbinsel und bis hinüber nach Kleinasien. Damit soll aber nicht gesagt werden, daß diese Länder ein einheitliches Faunengebiet darstellen, sondern es sollen damit nur die Länder zusammengefaßt werden, aus denen zu uns Einwanderer vorgedrungen sind. 5. Das südwesteuropäische Gebiet. Ähnliches gilt für das südwesteuropäische Gebiet. Das- selbe beginnt etwa jenseits der politischen Grenze und umfaßt das mittlere und südliche Frankreich bis zu den Mittelmeer- küsten. Hier hinein beziehe ich auch den westlichsten Streifen von Frankreich und die Südküste Englands, die eine eigenartige, mehr mediterrane Fauna besitzen, aus der sie uns eine Art, Helix caperata MrG., gesandt haben. Dieser dem Meere benachbarte randliche Streifen mit da- durch begründeter milderer Wintertemperatur hat im übrigen vielleicht noch eine weitere Bedeutung auch für die Postglazial- zeit, indem auf ihm die verhältnismäßig frühe Einwanderung mancher Arten in Dänemark stattgefunden hat. ee Br EEE TE TREO EN UT, ce ee II. Übersichtstabelle. En der nun folgenden Übersichtstabelle sind nicht nur die in dieser Arbeit erwähnten Binnenmollusken oder die bisher überhaupt in spät- und postglazialen Schichten fossil gefundenen Arten aufgenommen, sondern ziemlich alle in Deutschland und Skandinavien, sowie ein großer Teilderaus Finnland, demnördlichen Rußland und Sibirien bisher beschriebenen Arten. Außerdem sind auch alle fossil im Quartär nachgewiesenen Arten. aufgeführt: Denn bei unserer noch recht geringen Kenntnis der quartären Fauna im nördlichen Deutschland können täglich neue Arten aufgefunden werden. Vor allem wird sich bei genauer Durch- arbeitung unserer Faunen noch manche nördliche Art finden. Deshalb sind diese möglichst vollzählig aufgenommen, schon um auf sie aufmerksam zu machen. £& Die Tabelle enthält in 5 Spalten die 5 Gebiete, die im vorstehenden umgrenzt sind. In der 6. und 7. Spalte ist das Vorkommen der Art im Alluvium und im Diluvium angegeben, wobei die Grenze zwischen beiden mit dem Ende der letzten Dryaszeit gezogen worden ist. In einer 8. Spalte sind endlich einige Bemerkungen über isoliertes Vorkommen hinzugefügt so- wie die niedrigsten Temperaturen angegeben, unter denen nach JOHANSEN die Arten noch leben können. (Die eingeklammerten Zahlen beziehen sich auf des Hochgebirgsvorkommen [Alpen, Kaukasus, Pyrenäen, Pamir]). In den einzelnen Spalten hätten noch einige Unter- abteilungen gemacht werden müssen, um alles genau auszu- drücken. Aber ich habe es vorgezogen, das Nötigste durch beigesetzte Zeichen anzudeuten, damit die Tabelle nicht an Übersichtlichkeit verliert. So bedeutet z. B. in Spalte: nur arktisch, nur alpin, in beiden. nur subarktisch, pur subalpin, in beiden. nur im Bergland, nur im Tiefland, in beiden. Eine besondere Bezeichnung &® haben die nicht seltenen Arten erhalten, die bisher nur in Schweden und Norwegen nachgewiesen, aus Norddeutschland usw. noch nicht bekannt al N 236 geworden sind, auch wenn sie nur im südlichen Schweden, nicht aber auch in der subarktischen Zone gefunden worden sind. Die Nacktschnecken und Lartetien sind wegen zu geringer geologischer Bedeutung weggelassen worden. In der Anordnung und Synonymik der Arten folge ich fast überall WESTERLUND, auch bei den Anodonten, obwohl ich mir bewußt bin, daß gerade diese dort noch wenig durch- gearbeitet und den natürlichen Verhältnissen entsprechend gegliedert und geordnet sind. (Siehe Tabellen S. 238— 255.) C. Die Gliederung der Spät- und Postglazialzeit auf Grund der Binnenmollusken. Auf Grund der im ersten Abschnitt behandelten fossil- führenden Ablagerungen und unter Berücksichtigung der im zweiten Absatz näherausgeführten horizontalenund vertikalen Ver- breitung der Binnenmollusken läßtsich dieim folgenden begründete (Gliederung der quartären Bildungen seit der letzten Eiszeit im nördlichen Deutschland aufstellen. Bei dieser Gliederung er- geben sich gleichzeitig die Anhaltspunkte für die jeweiligen in dem einzelnen Zeitabschnitte herrschenden klimatischen Ver- hältnisse. Es sei aber noch ausdrücklich bemerkt, daß diese Resultate nur für die Gegend Geltung haben, in der die beschriebenen Fossilvorkommen liegen, also nur in dem nördlichsten Teile von Deutschland, in Schleswig-Holstein, Mecklenburg Branden- burg, Pommern, West- und Ostpreußen und teilweise noch in Posen. Weiter südlich ändern sich die Verhältnisse schon wesentlich, indem einesteils hier die Verbreitung der lebenden Conchylien sich ändert und zum anderen, der Einfluß der Ver- eisungen auf die Gonchylienwelt ein ganz anderer gewesen ist. Das hier allein in Frage kommende, oben näher umgrenzte Gebiet gehört zu dem Teile Deutschlands, der nach unseren heutigen Begriffen eine dreimalige Vereisung bzw. einen drei- maligen Kisvorstoß und einen zweimaligen Rückzug mit nach- gewanderter gemäßigter Flora und Fauna erfahren hat. Das haben die neusten Aufschlüsse, insbesondere .in der Berliner Gegend bei Motzen und vor allem bei Phoeben, nunmehr er- wiesen. Wie weit das Eis in den beiden Rückzugs- bzw. Inter- glazialperioden nach Norden hin abgeschmolzen war, läßt sich noch nicht feststellen, ist auch hier unwesentlich. Alle im vor- 237 hergehenden behandelten glazialen Ablagerungen (von Lübeck und von Ostpreußen) rühren aus der Zeit der letzten, also nach unserem Schema aus der Zeit der 3. Vereisung her. Wenn ich im folgenden von Zonen spreche, so ist das streng logisch genommen nicht richtig. Ich benutze das Wort indessen, der bequemen Verwendung halber in dem Sinne, wie es z. B. die Dänen (Hartz usw.) bei der Bezeichnung ihrer Dryas, Zitterpappel, Kiefer-, Eichen- und Buchenzone ver- wenden. Er hat dann denselben Sinn wie der Ausdruck Zeit in WAHNSCHAFFEs „Gliederung des norddeutschen Quartärs“ (Oberflächengestaltung, III. Aufl, S. 331) Buche- und Erle-, Eiche-, Kiefer-, Birke- und Dryaszeit, der ebenfalls nur relativ zu verstehen ist. I. Die Zone der arktischen Conchylien. a) Die Glazialzeit. Als diese letzte Vereisung im Abtauen begriffen war, lebten vor dem Eisrande Pflanzen und Tiere von rein arktischem Charakter, vermischt mit einer Anzahl anderer, die teils eine weite Verbreitung haben und auch heute noch bis in arktische Regionen gehen, teils dieselben heute meiden und eine etwas südlichere Nordgrenze ihrer Ausdehnung besitzen. Diese drängten dem zurückgehenden Eisrande rasch nach und be- siedelten (vor allem die Wasserpflanzen und -Tiere) die großen und kleinen Staubecken, die sich mehr oder weniger weit vor dem Eisrande gebildet hatten, und in denen sich feine Sande, sandige Tone, aber auch schon Kalke und torfige Schichten absetzten. Das unweit nördlich davon gelegene Eis machte aber dieser Sedimentation ein Ende, indem es teils wie bei Lübeck die Süßwasserbecken bei einem neuen Vorstoß mit Sandrsanden oder Talsanden überschüttete, teils wie in ÖOst- preußen noch selbst über diese Bildungen vorstieß und sie mit einer neuen Geschiebemergeldecke überzog. Ein solches Nach- drängen der Lebewelt und Wiedervorstoßen des Eises konnte sich wiederholen und hat sich in Ostpreußen mehrere Male (bis zu 6 mal) wiederholt. Die bezeichnenden Pflanzen dieser Ablagerungen, die bisher leider nur aus den Lübecker Tonen bestimmt wurden, sind: Hypnum turgescens JENS. Salix polaris We. Betula nana L. Dryas octopetala L. 238 (08-0) DET wm joar], uadjv Aug (oII—L) ogI 89 (0.9—4) 09 —F "89 (oF 82) 09-7 uorsofyas ur Puogof +++ _— > x 82 x 4% + . *» 444% xx +++ +++ + ar rag z „ x | ° ° (Canapı npnomus =) amarıy pund "aIaH 24079 (no) "ISYM PI9n.14U09 " Iam Pummıshus "HNIAY Ppwaıgns Si aınon pyndnd AAIIL vUol1ous "HNIUYM DJ094D4d "LSAM PAUmgıs " IHUOM S278X9 "MDag Dayabun "dALS ("NAA) sıupynuun "TIAW Ppıanyjod "Ang tpnpu4dnıp x» x +++ ((aTaH PrIoUuo =) "anıs punydoıp (waumA) PunokH "auc snan/ (snyny9oaL) snynuoy "Ay solou (zpaun]oomuayT) - "ayH s1094q " aacı Dmbu079 x | ° 2 2opI 99 "waq (HI) sıpparu Be SAIIUOA SYDı9D7b "UAaNV 24904 x | nen auq punydoıp (zuunpwas) purıgı A "aua vpfna "au sodinauq (purfny) DVPAMGIPNDC u9a3unyaoawog TelAn]Ip TerAnjfe yasredoA1ma -JSIMPNS yosıedoina -3sOPNS yosredoma [94411 Iie) x ne) urdjeqns 19Ppo yasıgyıeans aQ urdje JO9PO YOSIYNIY oWeN arseh) + x x RED] a - Mer - LinrI Ban: ar ar + x X ZZ Ta] 0703190 (BNuryaDarz) - s YIHAUHI paıssp4nl - & AHAHHT DAAaNS - s '" IMYHLS DAMANUNXa = E ag] "IV 0101791509 = & -AHONY 21]940ydo7ah> = 2 ' (INYaLS Saarp9oap —) 'LSUM PJopm . = 5 EHRE "Ag IV stugpjwnu - x TITAN Payaynd - B "TION 9404509 (mıwuopA) - aaa (aaıs) sıugsodn4 . = ; "AaNY 9Dp4nyD = & "EM - 92.1m]08 - ee % z Denen nr ALS DDLOPN.A x 2 BE Re "TIAmM Pıopungoa (pynIDT) * «| tn nn sauce manwdhd (wngoung) zuoH Ss "AHdıV DIDAa09x9 - an ee ee ner DaVBEm OU, & : "TIAW SRnPpUWu soprogWuoz I] srwuofamn - ayy Snypao40a sogwuoz "HOISI suorru - 5 "LIT PNPoDyRoSs - DE EEE MOHTELONDULLADID - "191 sypuor.gusdas - - "NHOS "ay DPaomp..ınbunu - - ; "daua oynpaıu - > e nenn ner int 09407j00 A z a RE ET SEISEHTLEE 086941030 - - a. -H FE EIER CR OR EI AMTILpM 1.402779 = a ale RE ee ger (’aaıs) o4gnıb £ & Re te "aıd PJuUoMad - R ' (HIaTYy pynInıpn4 =) "WOULS seuowwpy - x +-+x* + E= HE ale 051 82 = +++ ++ x#txr + x+# + (oF 89) H0T—8 89 pIL L) 051 82 (mE 001 8. © +++++++++ ++ -- ++++ xKaeat +48 444 B : r : . 7 SL I) ver 88 + ++++ — ++++ (oIT 82) gEI 89 (oPT—EI ®) uG1 82 ++ 2 — xt 4x 4* 4 o0I e9 _ x x x (Fe) el +|+r * * * 240 puwjsurg ur an | uısÄeg + uspanyag uorugrg + + 44 -aIsoM "rue “SUN puepsuq (oIT 89) „TI 8 +++++++ uoraırqıg o9IFı ea | + (031 82) oFı ee | + UOLITATS nelnzeo) ll Te Ken ++ + + ++ _— +++ +++ + + — +++ +++ x++4+4 4+ +x44 x x +++ x x "++ i> & + x xx RA X u "aHary ppmumub - ; "ISUM Ppurımang - "NHOS 'V ("Z) psoundrgna - EEE N) vurssap9 - "ISHM SUaOSFUnN] - "dulT Paa11as - "anıs Dsota - "LSAM LPIOVJSUPAOU z udd 'D (HOsıuvd) psosgun - "DOT DJDydu107909 - "ANLS 2407909 - "aaLs punpuou — - aag 'D Pmjouus - "aadNVS 8N709478 - "NNAI SU99Sa/nu - "IAaNVS DJrd1ıma = "AAIHL DUDU - " "SSAI) PU94499 - 'J ppadsıy (Bayor-4L) "dalc] Pynauap9 - "dag PIDguapvun (D]91PA0/49) "ad (MIA) Psomarg - "MIAT Wohuyogıp - "NWAH,) suapıq (Pıs0I2 A) "NIT Dpiandoy (pwogonyd) "AdIM PrDUuosuadgns - "WVrI ngwuos4od (sısdopor4L) "dNALS D91498070Y - " "TINMI PInoago (pwogsouobr4L) 'AvS pdıny (pmumgunsy) zyaH oeueN - ln -I- + RR a SRURDIUOMENEDADNN) - = ale Be a SEN enywuuop (snunigzZ) snurwang AL a8 IL e SE en END © rT Dgwwod (Dupwog) 2 AR + . . . . . . . . . . . . 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Genauere Durcharbeitung dieser und ähnlicher Ablagerungen wird ohne Zweifel die Zahl der arktischen Formen noch vermehren. NVor allem scheinen mar, dies mit l'alvata piscinalis bezeichneten Formen noch einer eingehenderen Bestimmung zu bedürfen. Will man aus dieser Fauna genauer auf das Klima schließen, so muß man sagen, daß dasselbe dem ark- tischen ähnlich war, aber sicher nicht mit ihm völlig übereinstimmte. Worin nun die Abweichung bestand, läßt sich noch nicht sicher sagen. Der Umstand aber, daß fossile Faunen häufig in ihrer Zusammensetzung mehr Ähnlichkeit mit alpinen als mit arktischen haben, deutet darauf hin, daß außer der Temperatur noch andere Faktoren, wie z. B. das Licht, daneben sicher auch das Vorhandensein größerer Wasseransammlungen, die höhere Temperatur und der srößere‘ Kalksehaln des Wassers u. a. m. in Betracht zu ziehen sind. Auch eine andere Verteilung der Temperaturverhältnisse auf die einzelnen Monate und Jahreszeiten kann in Frage kommen. Unter Berücksichtigung aller dieser Punkte mag man das Klima der Lübecker und ostpreußischen Glazialablagerungen noch als arktisch be- zeichnen. b) Die Spätglazialzeit. Die Bildungsverhältnisse der Ablagerungen dieser Phase stimmen genau mit denen der vorigen überein. Ihr einziger Unterschied besteht darin, daß die vorigen noch von Glazial- bildungen bedeckt werden, diese aber allmählich nach oben in die alluvialen Absätze übergehen. Deshalb bleibt die Flora und Fauna im Grunde dieselbe; auch die petrographische Be- schaffenheit ist ebenso geblieben. Nur daß zur spätglazialen Zeit noch Kalktuffe hinzukommen, die bisher in den glazialen Dryas-Bildungen noch nicht gefunden worden sind. Ein erheb- 02 257 licher, aber mehr äußerlicher Unterschied zwischen beiden Dryas- Phasen besteht darin, daß in der spätglazialen schon zahlreichere Conchylien nachgewiesen worden sind. Als Ablagerungen aus der spätglazialen Dryas-Phase wurden im Abschnitt A. genannt: die Schichten von Nusse und Sprenge in der Gegend von Lübeck, die untersten Schichten von Bären- bruch bei Güstrow, ein Teil der Kalke am Windebyer Noor bei Eckernförde und die Decktone auf den Meßtischblättern Kerschken und Gr.-Duneyken in Ostpreußen. Als bezeichnende Conchylien finden sich in ihnen Pupa turritella West. Vertigo parcedentata Au. Br. = arctica WALLENB, „. substriata JEFF. Succinea schumacheri ANDR. Planorbis arcticus BECK h stroemi WEST. neben einer ganzen Anzahl für klimatische Verhältnisse wenig charakteristischer. Vielfach findet sich noch Anodonta. Das Vorherrschen der Landschnecken ist zufällig und auf faciellen Unterschieden begründet. Diese Arten sowie Sphaerium dupplicatum und eine Anzahl anderer, die sich sicher noch nachweisen lassen, da sie sich in diluvialen Glazial- ablagerungen Deutschlands schon gefunden haben (wie Pupa columella, die auch in Schweden spätglazial vorkommt, Vallonia tenuilabris u. a.) müssen als Leitformen glazialer (früh-, hoch- und spätglazialer) Ablagerungen der Quartärzeit in Deutschland gelten. Das versteht sich nicht nur für das hier behandelte jüngere Quartär (die letzte Eiszeit und die Postglazialzeit), sondern auch für die älteren Eiszeiten. Ebenso können Glazialpflanzen (Dryas) führende Schichten in Be- gleitung jeder der drei Eiszeiten vorkommen, wie denn auch schon einzelne ältere Dryas-Ablagerungen nachgewiesen worden sind. Man muß daher für jedes Dryas-Vorkommen vor allem die zugehörige Eiszeit festzustellen versuchen. Aber nicht nur die Zahl der Eiszeit, sondern auch die Lagerungsverhältnisse der Absätze der zugehörigen Eiszeit sind wichtig. So können Dryas und die begleitenden Pflanzen und Tiere sowohl vor dem Herannahen des Eises als auch während des Höhepunktes der Vereisung und ihrer Oszillationen und schließlich auch nach dem endgiltigen Rückgang des Eises gelebt haben. Sie wird sich deshalb in sog. „vorgeschütteten* Bildungen, die später das Eis überschritten hat — frühglazial —, zwischen echten Glazialablagerungen eingeschlossen oder vor dem Eisrande — Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. IM 258 hochglazial oder glazial (interstadial) — und auf den Glazial ablagerungen — spätglazial — finden. Deshalb kann die Bezeichnung Dryas-Zeit allein nicht aus- reichen zur Bezeichnung eines geologischen Horizontes. Man wird besser mindestens die Eiszeit und, wenn nötig, auch das nähere Lagerungsverhältnis dazusetzen müssen, z. B. a) frühglaziale b) hoch- oder intraglaziale c) spätglaziale Dryas-Phase der letzten (3.) Eiszeit II. Die Zone des Planorbis stroemi. Den spätglazialen Dryas-Schichten lagern sich häufig Wiesen- kalke oder Faulschlammschichten auf, die Birken- und Kiefer- reste einschließen. An Conchylien stellt sich in dieser Be- gleitung in dem ganzen nördlichen Deutschland weit verbreitet und häufig der Planorbis stroemi ein, meistens in Begleitung von Valvaten, vor allem der Valvata antiqua, deren lebende Ver- breitung noch recht unsicher ist, und die bestimmt nicht weiter südlich als das norddeutsche Tiefland (von einigen Alpenseen abgesehen) vorkommt. Planorbis stroemi, eine nördliche Art, die schon vereinzelt in den Dryas-Schichten auftritt, findet sich nur in den tieferen Schichten der älteren alluvialen Wiesenkalke Norddeutschlands. Nach oben zu hört er bald auf. Er bezeichnet einen bestimmten Horizont, der etwa der Ancylus-Zeit oder der Zeit der Birke und Kiefer gleichzusetzen ist. An charakteristischen Begleitern hat sich mit Sicherheit bisher, außer etwa der Valvata antiqua, die aber auch noch höher hinaufgeht, keine andere Form nachweisen lassen. Auch Landschnecken sind aus diesem Horizont bisher ziemlich unbekannt. Succinea schumacheri geht im Bärenbruch bis in die untersten Schichten dieses Horizontes, fehlt aber dann ganz. Man könnte etwa Vertigo alpestris oder substriata als Leitform erwarten. Da aber die Hauptverbreitung des Planorbis stroemi auf große Erstreckung hin mit Sicherheit in diesen Horizont fällt, so kann man wohl von einem Horizont des Planorbis stroemi WESTERL. für das nördliche Deutsch- land reden. Das Klima zur Zeit der Bildung dieses Horizontes dürfte etwa gleich dem im heutigen Verbreitungsgebiet dieser Schnecke (Norwegen, Lappland, Finnland) = subarktisch ge- wesen sein. Von den im Abschnitt A beschriebenen Bildungen gehören hierher: die Wiesenkalke im Bärenbruch bei Güstrow, die Terrassenfaunen aus dem masurischen Seengebiet, die untersten 259 Horizonte der hinterpommerschen Wiesenkalke und sicher auch ein Teil der Kalktuffe am Windebyer Noor, obwohl aus ihnen Planorbis stroemi nicht bekannt geworden ist. III. Die Zone des Planorbis umbilicatus und der Bythinia tentaculata. Am Bärenbruch bei Güstrow folgt über den Wiesenkalken mit Planorbis stroemi Moormergel, der eine reiche Fauna ein- schließt, unter der Plan. umbilicatus und Bythinia tentaculata be- merkenswert sind, weil diese beiden Formen sich hier zuerst einstellen, Plan. stroemi dagegen völlig fehlt. In Masuren und an der Müritz beginnt die ganze Schichtenfolge mit Wiesenkalken, die nur diese beiden Arten, aber nicht Plan. stroemi führen. Ähnlich läßt sich, wenn auch nicht mit der Schärfe, ein Auf- hören von Plan. stroemi und ein Einsetzen der beiden anderen Formen in den hinterpommerschen Wiesenkalken ‘beobachten. Es folgt also über dem Horizont des Planorbis stroemi eine Schichtenfolge, die durch die beiden genannten Arten deutlich charakterisiert wird!). Sie fällt ungefähr zusammen mit der durch die Zitorina und durch die Eiche und Linde bezeichneten Stufe. Von Landschnecken wandern um diese Zeit ein: Patula rotundata, Helix bidens und Acme polita. Auch Acanthinula aculeata zeigt sich zum ersten Male. Ob das Auftreten der Conchylien dieser Stufe ganz genau mit dem Erscheinen der Eiche zusammenfällt, läßt sich noch nicht feststellen. Es scheint aber ziemliche Gleichzeitigkeit des Auftretens zu herrschen. Auf alle Fälle zeigen die Conchylien dieser Stufe ein milderes Klima an als die der vorhergehenden. Man wird eine durchaus gemäßigte Temperatur vorauszusetzen gezwungen sein. Därauf deutet das Aussterben von Plan. stroemi hin, der sicher klimatischen Veränderungen gewichen ist. Patula rotundata und Helix lapicida setzen das Vorhanden- sein von Laubhölzern voraus. Also wird ihr Erscheinen wohl 1) Nach einigen Beobachtungen, die indessen noch nicht abgeschlossen sind (s. Fauna des Wiesenkalkes bei Gülz S. 228), scheint schon mit Pl. stroemi zusammen eine Bythinia vorzukommen, die von der B. tenta- culata aber abweicht. Pl. umbilicatus scheint dagegen erst etwas später aufzutreten, so daß sich zwischen die Zone des //. stroemi und die Zone des Pl. umbilicatus und der Byth. tentaculata noch eine Zwischenschicht oder eine Unterzone mit Bythinia cf. tentaculata einschiebt, die man wohl am besten der oberen Zone angliedert. IT: 260 mit dem Erscheinen der Eiche zusammenhängen. Ob das Ein- wandern von Helix bidens, einer östlichen Form des kontinentalen Klimas, mit einer kurzen trockenen und warmen (kontinentalen?) Periode zusammenhängt, bedarf noch näherer Untersuchung. %s wäre das denkbar, da auch im südlichen Schweden um diese Zeit, auf der Wende der Ancylus- und Litorina-Zeit, eine wärmere Zwischenzone beobachtet ist. | Von den angeführten Ablagerungen gehören hierher: Die Moorerde im Bärenbruch bei Güstrow, der Wiesenkalk und die Quellmoore ın Masuren, die Wiesenkalke des Rede- rang- und Moorseebeckens an der Müritz, die obersten Schichten des Wiesenkalkes von Gülz und die mittelsten bei Bonin, die untersten Lagen des Moormergels bei Woitfick und vielleicht noch die obersten Kalktuffschichten vom Windebyer Noor. IV. Die Zone des Planorbis corneus und der Paludina vivipara. Eigentümlich ist es, daß in allen den bisher genannten Ablagerungen Planorbis corneus und die bekannten großen Paludinen fast vollständig fehlen. Das kann keineswegs an ge- eigneten Lebensbedingungen liegen. Denn große Wasserflächen, dicht mit Pflanzen bewachsen, z. T. mit schlammigem Untergrund, z. T. langsam fließend, wie sie diese Arten lieben, gab es in der älteren Alluvialzeit vielleicht mehr wie heute. Es ist aber deutlich zu erkennen, daß in ziemlich später alluvialer Zeit, etwa zu der nach der Buche genannten Periode, diese großen Wasser- schnecken auftauchen und von da ab eine sehr weite Verbreitung einnehmen, im Bunde mit den großen Limnäen, besonders den weitmündigen Formen der L. stagnalis. Heutzutage herrschen diese Formen im ganzen nördlichen Deutschland in jedem Torf- stich, jedem Graben, jedem See und jeder Bucht der großen Flüsse. Deshalb tut man ihnen wohl nicht Unrecht, wenn man einen Abschnitt der jüngsten Alluvialzeit nach ihnen benennt. Was für klimatische Einflüsse wirksam gewesen sind, dies plötzliche und gewaltige Einwandern der großen Wasserschnecken zu unterstützen, läßt sich noch nicht recht erkennen. Auch hierüber müssen. noch spätere Untersuchungen Licht bringen. Auf jeden Fall bedeutet ihr Erscheinen keinen Rückschritt in klimatischer Beziehung, eher deuten sie auf eine geringe Zunahme von Feuchtigkeit hin. Als Vorläufer des Plan. corneus erscheint bisweilen ein naher Verwandter, Plan. ammonoceras, der auch heute weiter 261 nach Norden hinaufgeht als der typische corneus. ‚Er ist wohl kaum immer, besonders. nicht von den dänischen Geologeu, scharf von P!. corneus unterschieden. Ob gleichzeitig mit Plan. corneus und Paludina auch Landschnecken erst angewandert sind, entzieht sich noch unserer genauen Kenntnis. Vielleicht kam damals Helix hortensis, die indessen auch heute noch keine weite Verbreitung und Häufigkeit besitzt. V. Die Zone der Dreissena polymorpha und der Helix pomatia. (Das Quintär von Löns.) Aber die Alleinherrschaft der großen Planorben und Pa- ludinen ist gebrochen. In allerneuster Zeit, z. T. mit Hilfe des Menschen, wandert vor unseren Augen eine neue Mollus- kenfauna bei uns ein, von der die auffälligsten Formen die in der Überschrift amansaacn sind. Doch ist ihre Gesellschaft noch größer, und einzelne der Arten haben ihre Wanderung sicher schon begonnen, ehe der Mensch Kanäle baute und Esparsette säte. Freilich hat die Unterstützung des Menschen viel zu ihrer Verbreitung beigetragen. Zu diesen Arten gehören außer Helix pomatia, der Weinbergschnecke, die die Mönche brachten, und Dreissena ee die die Flößer nalen noch Buliminus tridens MÜLL.!) Helix ericetorum MÜLL. „. obvia HArTM. Neritina fluviatilis L. Lithoglyphus naticoides G.PrRr. und einige andere seltenere Arten. Wichtig ist es, daß die Mehrzahl derselben (außer Helix pomatia und ericetor ) Arten östlicher Herkunft sind und in trockneren, steppenartigen Gegenden ihre Heimat haben. Wenn auch, wie schon oben ausgeführt, der Mensch selbst viel an ihrer Verbreitung durch Verschleppung mithilft, so zeigt doch ihre rasche Eingewöhnung und Vermehrung, daß ihnen bei uns heute die Verhältnisse zusagen müssen, und wir müssen daraus wohl den Schluß ziehen, daß unsere heutigen klimatischen Ver- hältnisse denen ihrer südöstlichen Heimat immer ähnlicher werden, also das Klima bei uns heute einen mehr kontinentalen ‚Charakter annimmt. N) B.tridens Müur. ist er schon etwas eher als die anderen eingewandert, vielleicht schon am Ende der vorigen Zone. 262 Auch die anderen Einwanderer, die nicht südöstlicher Her- kunft sind, gehören durchweg zu den Xerophilen wie Xerophila ericetorum MÜLL. a caperata MONTAGU. 5 heripensis MAB. usw. so daß die oben ausgesprochene Schlußfolgerung durch sie nur noch bestätigt wird. Es war schon oben betont worden, daß diese Ausführungen und die Gliederung sich nur auf das nördliche Deutschland beziehen, soweit es eine dreimalige Vereisung erfahren hat. Die Verhältnisse ändern sich sofort und müssen sich ändern, sobald man weiter nach Süden in die Randgebiete der nordischen Ver- eisungen und die Nordausläufer der deutschen Gebirge kommt. Hier liegen die Dinge wesentlich verwickelter, und es ist aus Mangel an Vorarbeiten noch wenig zu sagen. Aber die Verhältnisse ändern sich auch, sobald man über die Ostsee nach Schweden und Norwegen, auch schon, sobald man nach Finnland und Dänemark kommt. Auch das ist er- klärlich. Denn die Einwanderung der südlicheren Arten und das Erlöschen der nördlicheren mußte sich jenseits der Ostsee, in weiter nördlich gelegenen Gegenden, anders verhalten als südlich derselben. Man hat in Dänemark und Schweden noch mehr klimatische Unterschiede, Schwankungen, Rückschläge, festgestellt, als sie sich im nördlichen Deutschland ergeben. Das kann seinen Grund darin haben, daß in jenen Ländern die Untersuchung dieser jungen Schichten bedeutend weiter entwickelt ist als bei uns. Das kann aber auch davon herrühren, daß weiter südlich diese feineren Ausschläge und Schwankungen nicht so gut wahrnehm- bar sind, und daß vor allem die Lebewesen nicht so rasch den Schwankungen folgten wie im Gebiet ihrer nördlichsten Ver- breitung. Einzelne Anhaltspunkte, daß die klimatischen Be- wegungen seit der letzten Eiszeit auch bei uns nicht gleichmäßig aufsteigende gewesen sind, wurden im vorstehenden schon bei- gebracht. Mögen spätere Arbeiten dieselben bestätigen und klarer herausarbeiten — oder widerlegen. Auf alle Fälle wird dadurch die Wissenschaft eine Förderung erfahren. VI. Zusammenfassung. Faßt man die Resultate der Gliederung kurz zusammen, so ergibt sich folgendes. Die quartären Schichten im nördlichen Deutschland seit der letzten Eiszeit lassen sich auf Grund der Binnenmollusken in eine Reihe von Zonen zerlegen. (S. die Übersicht auf S. 263.) JdolJuuoy ‘sne Iqams YOR.LIUUOSOLY J1JuuoM a LL——————————————————————————————————————————————————— \ 1OZ-DIPJOr "TAAVHOSNHV AA TOq Zanıaparpe) Aop Fypııdsyusg (, (je1ze]9)) noz-sphug yosyyay OseuLg Sferze]o - yozsıq osegd I (8) 092907 ofeızeoyeds Nealea® I9D 9007 1190.75 STQLOUDIT sy P »u07 En | Ira 3197-snyhiougr 101% UISINAIBADQ PUIDIIMIO A | Nez! ns TOJO1J] >STPIBANS TOp=197 qe | ywuaru YO] SU ([egusumuoy) U9400.1 yosaryJoy SZ a BUUSSUSEH pum wıem ıyow pusBormion a ls sdurjue reis ——— — YSIgeuon U ie) 4 u9gqg9uRgp ‘ OS 304 ge yururu yosıryyoy "yoy pun yosııywecg (1 29Z-pfir DIDNIDNUN pammplig a0P pun snIDV ua] \ -mqum sSıg0UD]J SOp PU07z yIozjeizejo -)S0.J (101109n97 SeMIO) Js1rwen (‚Nozuoyong (19200. Iaıgewon v.wdımna punpnyvg ap pun snau.ı09 S1Q.10UD]] SPOp 9U07Z vruwod ayopj pun vyd.sou -hjod vuassıau] AO9p PU0Z -Zund9pP>NY9 TOP IJypdisaoqN) 9Zany ı. Zone der arktischen Conchylien. Diese enthalten als leitende Formen: Planorbis areticus BECK 5 stroemi WEST. Sphaerium dupplicatum CLe&ss. (Pupa columella v. MART.) „ turritella WEST. Vertigo parcedentata Au. BR. » orctica \NAULENB. Succinea schumacheri ANDR. Die Ablagerungen dieser Zone liegen entweder in glazialen Ablagerungen eingebettet und sind während einer Interstadialzeit entstanden, oder sie liegen unmittelbar über den Glazial- ablagerungen an der Basis der Alluvialschichten. An Pflanzenresten finden sich in ihrer Gesellschaft die Pflanzen der Dryas-Zeit. Ihre obere Abteilung fällt zusammen mit der Yoldia- Zeit. Zur Zeit ihrer Ablagerung herrschte ein Klima, das dem arktischen ähnlich, aber in verschiedenen Punkten etwas modi- fiziert (glazial) war. 2. Zone des Planorbis stroemi. Leitende Formen: Planorbis stroemi WEST. Valvata antigqua SOW. (Vertigo alpestris ALDER) 052. !substgiava, Noris) Es fehlt Bythinia tentaculata und A umbilicatus. An Pflanzen treten Birke und Kiefer auf. Die Zone fällt etwa mit der Ancylus-Zeit zusammen, doch scheint sie etwas eher zu endigen. Das Klima ist ein subarktisches. 3. Zone des Planorbis umbilicatus und der Bythinia tentaculata. Leitende Formen: Bythinia tentaculata L. Planorbis umbilicatus MÜLL. Es fehlt Plan. stroemi W. und Plan corneus L. Daneben stellen sich ein: Pätula rotundata MÜLL. Helix bidens CHEMN. Acme pohta HARTM u. a. 265 An Pflanzen finden sich Eiche und Linde. Diese Zone tällt mit der Zitorina-Zeit zusammen, geht aber vielleicht nach oben noch etwas weiter. Das Klima ist ein gemäßigtes, etwa entsprechend dem heutigen. Das plötzliche Auftreten von Patula rotundata und Helix bidens zu Beginn dieser Zone deutet vielleicht auf eine kurze kontinentale Phase hin. 4. Zone mit Planorbis corneus und Paludina vivipara. Leitende Formen: Planorbis corneus 1. Paludina vivipara Drr Paludina fasciata Münı. Große Limnaeen. Der Beginn der Zone fällt in die Zeit der Anwesenheit der Buche. Das Klima war gemäßigt, vielleicht etwas feuchter (ozeanisch) als jetzt. 5. Zone der Dreissena polymorpha und der Helix pomatia. Leitende Formen: Helix pomatia L. „ ericetorum MÜLL. „ obma: ITARTM Chondrula tridens MÜLL. Lithoglyphus naticoides C. Prr. Dreissena poljmorpha PALLAS. Die Zone beginnt zur geschichtlichen Zeit. Das Einwandern der Mollusken ist durch dan Menschen begünstigt, deutet aber auf etwas trockneres (Steppen)-Klima als vorher. C. Verzeichnis der wichtigsten Literatur. ÄANDREAE, A.: Der Diluvialsand von Hangenbieten im ae Elsab. Abh. z. Geol. Spezialk. von Elsaß-Lothringen, Bd. IV, H. 2, 1884. Berexpr, G.: Die Diluvialablagerungen der” Mark Brandenburg, ins- ‚besondere der Umgegend von Potsdam. Berlin 1863. : Über die Paludinenbank im Unteren Diluvium von Berlin. Diese Beikschn. 34, 1882. Beyrıch, E.: Uber die den jetzigen ‚lebenden Oberflächenverhältnissen angehörigen Süßwassermuscheln unter dem neuesten - Berliner Infusorienlager. Verh. d. Ver. naturf. Freunde, Nov.-Sitzung 1866. — : Neritina im Geschiebelehm von Rixdorf und Profil des Diluviums daselbst. Diese Zeitschr., Bd. XX, 1868. Boertger, O.: Die Clausilien des Mosbacher Sandes. Notizbl..d. Ver. f. Erdk. z. Darmstadt, III. F., H. XV, 1878. 266 BOETTGER, O.: Ostdeutsche Arten im Mosbacher Sande. Nachrichtsbl. d. Deutsch. malakoz. Ges. 1885. — : Die Entwicklung der Pupa-Arten des Mittelrheingebietes in Zeit und Raum. Jahrb. d. Nassauischen Ver. f. Naturk., Jg. XLII, 1889. — : Eine Fauna im alten Alluvium der Stadt Frankfurt a. M. Nachrichtsbl. d. Deutsch. malakoz. Ges. 1889. Braun, Ar.: Vergleichende Zusammenstellung der lebenden und dilu- vialen Molluskenfauna des Kheinlandes mit der tertiären des Mainzer Beckens. Amtl. Ber. über die 20. Versamml. d. Gesellsch. Deutsch. Naturf. u. Arzte zu Mainz 1843, S. 142-150. Cressin, S.: Einige hochalpine Mollusken. Malakozool. Blätter, Bd. 25, 8. 82, 1878. 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Keıtnack, K.: Uber präglaziale Süßwasserbildungen im Diluvium Nord- deutschlands. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1882. — : Die Gastropodenfauna einiger kalkhaltiger Alluvialbildungen Norddeutschlands. Jahrb.d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1888. Kıskeuis, F.: Die Tertiär- und Diluvialbildungen des Untermaintales, der Wetterau .und des Südabhanges des Taunus. Abh. z. Geol. Spezialk. v. Preuß. usw., Bd. IX, Heft 4, 1892. Kogerr: Studien zur Zoogeographie. Die Mollusken der paläarktischen Region. Wiesbaden 1897. Kocn, ©.: Erläuterungen zur Geolog. Spezialkarte von Preußen. Blatt Wiesbaden. 1880. Korrr, W.: Diluviale Süßwasserschicht bei Werder. Diese Zeitschr., Bd. 51, 1899. Kouyrm: Paludina diluviana. Diese Zeitschr., Bd. XV1, 1865, S. 331. Marress, E. v.: Über die Verbreitung der europäischen Land- und Süßwasser-Gastropoden. Inaug.-Diss. (u. Württ. naturwiss. Jahres- hefte, XI. Jahrgang), S. 1—144, 1855. Mexzer, H.: Beiträge zur Kenntnis der Quartärbildungen im südlichen Hannover. 1. Die Interelazialschichten von Wallensen in der Hilsmulde. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1903, 5. 254—290. — : 2. Eine jungdiluviale Conchylienfauna aus Kiesablagerungen des mittleren Leinetales. Desgl. f. 1903, S. 337—348. — : 8. Das Kalktufflager von Alfeld an der Leine. Desgl. f. 1905, Ss. 1—14. — : 4. Das Kalktufflager von Lauenstein. Desgl. f. 1908, S. 604—609. 267 Rasse, P.: Das Diluvialgebiet von Lübeck und seine Dryas-Tone. Zeitschr. f. Naturwiss., Bd. 76, S. 161—272. SANDBERGER, F.: Die Land- und Süßwasser-Conchylien der Vorwelt. Wiesbaden 1870--1875. — : Die Verbreitung der Mollusken in den einzelnen natürlichen Be- zirken Unterfrankens und ihre Beziehungen zu der pleistocänen Fauna. Verh. d. physik.-medizin. Ges. zu Würzburg 1881. — : Pupu (Vertigo) parcedentata-Genesi und ihre Varietätenreihe in der Eiszeit und der gegenwärtigen Periode. Verh. d. physik.-medizin. Ges. zu Würzburg 1887. — : Bemerkungen über einige Formen des Mosbacher Sandes. Neues Jahrb. f. Min. 1895. SCHROEDER, H.: Diluyiale Süßwasserconchylien auf primärer Lagerstätte in Ostpreußen. Jahrb. d. Geol. Landesanst. f. 1887. STEUSLOFF, U.: Torf- und Wiesenkalkablagerungen im Rederang- und Moorsee-Becken. Inaug.-Diss., Güstrow 1905. — : Beiträge zur Fauna und Flora der Quartärs in Mecklenburg. A. Spätglaziale und holocäne Ablagerungen mit Vertigo Genesi GREDLER und Succinea Schumacheri AnpreaE bzw. Planorbis stroemi Westertennp von Güstrow in Mecklenburg. Archiv d. Ver.d.Fr. d. Naturgesch. in Meckl., Bd. 61, S. 68—88, 1907. Sıruck, R.: Diluviale Schichten mit Süßwasserfauna an der Unter- trave. Jahrb. d. Kgl. Preuß. geol. Landesanst. f. 1900. Briefl. Mitt. S. 208— 211. WAHNSCHAFFE, F.: Die Süßwasserfauna und Süßwasserdiatomeen-Flora im unteren Diluvium der Umgegend von Rathenow. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1884. — : Die Oberflächengestaltung des norddeutschen Flachlandes. 3. Aufl. Stuttgart 1909. Weıss, A.: Uber die Conchylienfauna der interglazialen Travertine des Weimar-Taubacher Kalktuffbeckens. Diese Zeitschr., Bd. 48, 1896. — : Uber die Conchlienfauna der interglazialen Travertine (Kalktuffe) von Burgtonna und Gräfentonna in Thüringen. Diese Zeitschr., Bd. 49, 1897. — : Die Conchylienfauna der Kiese von Süßenborn bei Weimar. Diese Zeitschr., Bd. 51, 1899. Westertunp, C. A.: Fauna der in der paläarktischen Region lebenden Binnenmollusken. Berlin 1884—1890. Wüsr, E.: Die geologische Stellung des Kieslagers von Süßenborn bei Weimar. Zeitschr. f. Naturw., Bd. 71, 1898. — : Untersuchungen über das Pliocän und das älteste. Pleistocän Thüringens. Abh. d.naturf. Ges. zu Halle, Bd. XXIII, 1900. — : Helix banatica (= canthensis Beyrıcu) aus dem Kalktuff von Bilzingsleben. Zeitschr. f. Naturw., Bd. 74, 1901. — : Beiträge zur Kenntnis des pleistocänen Kalktuffes von Schwane- bek bei Halberstadt. Diese Zeitschr., Bd. 54, Br. M., 1902. — : Pleistocäne Flußablagerungen mit Succinea Schumacheri AnDrEAE in Thüringen und im nördlichen Harz-Vorlande. Zeitschr. f. Naturw. Bd. 75, S. 312—324, 1903. — : Fossilführende pleistocäne Holtemme-Schotter bei Halberstadt im nördlichen Harz-Vorlande. Diese Zeitschr., Bd. 59, S. 120—130, 1907. 12. Anzeichen für die Veränderungen des Klimas seit der letzten Eiszeit im nord- deutschen Flachlande. Von Herrn FELIX WAHNSCHAFFE in Berlin. Veränderungen des Klimas seit dem Rückzuge der letzten Inlandeisdecke in Norddeutschland lassen sich, abgesehen von den Schlüssen, die man aus der Verbreitung der heutigen Pflanzenwelt leben kann, mit Sicherheit nur aus der Beschaffenheit der in den Bostelleunallen Ablagerungen erhalten gebliebenen Reste von Pflanzen und Tieren nachweisen. Zu- gleich sind bei derartigen Untersuchungen in erster Linie die im Gebiete des Ostseebeckens ann wichtigen morphologischen Veränderungen zu berücksichtigen, um fest- zustellen, in welchem "Verhältnis die Klimaänderungen nach der Eiszeit zu den verschiedenen Abschnitten der Geschichte des Ostseebeckens stehen. Am Schluß der letzten Vereisung, als das Inlandeis bis ' zum südlichen. Norwegen und in die Gegend nördlich vom Wenern- und Wetternsee zurückgeschmolzen war, trat bekanntlich ‘eine Senkung in Schweden ein, die das Gebiet dieser Seen ‚unter den Meeresspiegel brachte, während Schonen mit Göta- land als Insel aus diesem Meere herausragte!). Die Absätze ‚dieses spätglazialen Meeres enthalten eine hocharktische Fauna mit Yoldia arctica, nach der man es als Yoldiameer be- zeichnet hat. | ‚Die deutsche Ostseeküste lag zu jener Zeit über dem Meeresspiegel, die dänischen Inseln Saunen ı im Westen mit dem Festlande in Verbindung, und die Schmelzwasserströme des Südwestbalticums?) hatten sich‘ zwischen diesen Inseln ihre Wege in. das Kattegatt sebahnt. In Norddeutschland breitete ') G. De Geer: Om Skandinaviens geberaficks Utveckling efter Istiden. (Sveriges Geologiska Undersökning, Ser. ©, Nr. iS), Taf. 3. Stockholm 1896.) ?) E. Gemsemz: Die geographischen Veränderungen das südwest- lichen Ostscegebietes während der quartären Abschmelzperiode. (PErErMAnNs Geographische Mitteilungen 1903, Heft IV, Taf. 3.) 269 sich noch unter dem Einflusse des eiszeitlichen : Klimas eine arktische Flora aus, die auch Dänemark und die nicht unter- getauchten Teile Südschwedens besiedelte. Die für die Be- urteilung des Klimas dieser Periode charakteristischen Pflanzen sind Dryas octopetala, Saliv polaris, Saliw reticulata und Betula nana, sowie das arktisch-alpine Moos Hypnum turgescens. Die ersten durch A. G. NAtuorsr!) in Norddeutschland meist auf, dem Grunde kleiner Torfmoore über Geschiebemergel gemachten Funde dieser arktischen Flora knüpften sich an folgende Orte: Schroop in Westpreußen, Krampwitzer See in Pommern, Örtzen- hof, Neetzka und Nantrow in Mecklenburg und Projensdorf in Schleswig-Holstein. Später haben Dieperichs?) in Mecklenburg, RANGE?) bei Nusse und Sprenge südlich von Lübeck und FrIEDRICH*) in Lübeck selbst verschiedene Fundorte der Glazial- flora in Dryastonen bekannt gemacht. Als Ergebnis seiner Untersuchungen hebt Range hervor, daß nach dem Abschmelzen des Inlandeises in Lauenburg und den Nachbargebieten zunächst eine rein arktische Vegetation ohne jeden Baumwuchs einwanderte, entsprechend einer Flora, wie sie jetzt in den Tundren des nördlichsten Europa und Nordasiens sich findet. Ob die Bildung des norddeutschen Randlösses der Hauptsache nach in die Spätglazialzeit zu setzen ist, darüber gehen die Meinungen der Forscher z. T. noch auseinander. Während KeıtHack°) jetzt die Entstehung des Lösses der Magde- burger Gegend in den Schluß der letzten Interglazialzeit verlest hat, ist WIEGERS®) neuerdings dafür eingetreten, daß die Löß- bildung, die nach dem faunistischen Inhalt drei Phasen er- kennen lasse, während der Dauer der letzten Eiszeit gebildet sei. Dagegen ist KokEn’) auf Grund seiner Untersuchungen bei ) A.G. Narmorst: Über den gegenwärtigen Standpunkt unserer Kenntnis von dem Vorkommen fossiler Glazialpflanzen. (Bihang till K. Svenska Vet.-Akad. Handlingar, Bd. 17, Afd. Ill, Nr. 5, 1892.) 2) Diepericns: Uber die fossile Flora der mecklenburgischen Torfmoore. (Arch. d. Ver.d. Freunde d. Naturgesch. Mecklbg.49, Jg. 1895.) 3) P. Ranee: Das Diluvialgebiet von Lübeck und seine Dryastone nebst einer vergleichenden Besprechung der Glazialpflanzen führenden Ablagerungen überhaupt. (Zeitschr. f. Nat. Bd. 76., Stuttgart 1903.) *) P. Frieprıcn: Die Grundmoräne und die jungglazialen Süb- wasserablagerungen der Umgebung von Lübeck. (Mitteil. d. geogr. Ges. u. d. nat. Mus. Lübeck, H. 20, 1905.) 5) K. Keıvnack: Die erdgeschichtliche Entwicklung und die geologischen Verhältnisse der Gegend von Magdeburg. Magdeburg 1909. 6) F. Wıesers: Die diluvialen Kulturstätten Norddeutschlands und ihre Beziehungen zum Alter des Löß, (Prähist. Zeitschr., Bd. I, 1909.) 7) E.Koken: Diluvialstudien. (Neues Jahrb. f. Min. usw., Jahrg. 1909, Bd. IH.) | 270 Thiede zu der Ansicht gelangt, daß die Hauptmasse des jüngeren Lösses diesseits des Maximums der letzten Vereisung fällt. Für den Löß von Köthen in Anhalt hat von Linsrow!) ebenfalls ein jungglaziales Alter angenommen, da er die dort im Lie- genden auftretende Grundmoräne der letzten Vereisung zuweist, und Wüsr?), der in Thüringen und dem östlichen Harzvorlande einen älteren, jüngeren und jüngsten Löß unterscheidet, rechnet zu letzterem als ein Gebilde der Postglazialzeit den Bördelöß. SIEGERT, NAUMANN und PıcARD?) bezeichnen soeben den Löß in Thüringen als vielleicht interglazial (Il), wahrscheinlich aber postglazial. Ich habe in der 3. Auflage der „Oberflächen- gestaltung des norddeutschen Flachlandes“ den norddeutschen Randlöß wie bisher an den Schluß der Eiszeit gestellt, bin aber auf die Frage der Gliederung des Lösses und der Grenzen der verschiedenen Vereisungen bei der auf diesen Gebieten noch herrschenden Unsicherheit nicht näher eingegangen. Die von E. Wüst gegebene schematische Gliederung und zonenweise Begrenzung der Löß- und Glazialablagerungen in Thüringen und dem östlichen Harzvorlande halte ich vorläufig für durch- aus hypothetisch. Unter der Voraussetzung der spätglazialen Entstehung des primären Lösses ließe sich sein Absatz im Randgebiete des norddeutschen Flachlandes mit den klimatischen Verhältnissen, die wir am Schluß der letzten Vereisung annehmen müssen, sehr wohl in Einklang bringen. Es herrschte beim Zurück- schmelzen der Inlandeismassen ein kaltes kontinentales Klima, denn solange über dem nördlichen Teile Norddeutschlands und Skandinavien noch ausgedehnte Reste des zusammenschmelzenden Inlandeises vorhanden waren, wehten nach MEINARDUS?) an seiner Südseite vorherrschend trockne und kalte östliche und nordöstliche Winde, worauf zuerst JENTZSCH?), später !) O.vox Lissrow: Löß und Schwarzerde in der Gegend von Köthen (Anhalt). (Jahrb. d. K.Preuß.Geol. Landesanst. f. 1908, Bd. XIX, Teil 1. ?) E. Wüsr: Die Gliederung und die Altersbestimmung der Löß- ablagerungen Thüringens und des östlichen Harzvorlandes. (Oentralblatt für Min. usw., Jahrg. 1909, Nr. 13.) ; 3) L. Sıegert, E, Naumann und E. Pıcarp: Über das Alter des Thüringischen Lösses. (Eine Antwort an Herrn Wüsr.) (Centralblatt f. Min. usw., Jahrg. 1910, Nr. 4, S. 98—112.) *) Verhandlungen d. XV. Deutsch. Geogr.-Tages in Danzig 1905. 8. XXX. 5) A. Jenzzscn: Beiträge zum Ausbau der Glazialhypothese in ihrer Anwendung auf Norddeutschland. (Jahrb. d. K. Preuß. Geol. Landesanst. [ 1884. Berlin 1885. S. 523.) — Diese Zeitschr. 1908, Monatsberichte Nr. 5, 8. 120—123. 271 SOLGER!) hingewiesen haben. Einen Beweis für die voraufge- gegangene starke Aufbereitung der Oberfläche durch heftige Winde bieten die an der Basis des Lösses außerordentlich zahl- reich auftretenden windgeschliffenen Geschiebe. Bei dieser Gelegenheit möchte ich auf den von mir früher beschriebnen Kalktuff in der Sudenburg bei Magdeburg?) mit Limnaea truncatula hinweisen, der neuerdings mehrfach in der Literatur erwähnt worden ist. Ich habe ihn seinerzeit für interglazial gehalten, da ich die diluviale Elbtalterrasse, auf der er in einer Höhe von etwa 55 m lag, damals dem Plateau zu- rechnete. Jetzt bin ich bei nochmaliger Erwägung der Lagerungs- verhältnisse zu anderer Auffassung gelangt. KeıtLuack hat ihn in der schon genannten Schrift (S. 93) zum Interglazial I ge- stellt, weil der Kalktuff von Löß bedeckt ist, und die beiden von mir unter dem Bördelöß nachgewiesenen Grundmoränen?) von KeırHAack den beiden älteren Vereisungen zugewiesen werden. Den Löß auf dem Kalktuff halte ich jedoch jetzt für jüngeren, wahrscheinlich dejektiven Löß und sehe in den kleinen nordischen Geröllen an seiner Basis nicht mehr ein Äquivalent der typischen Steinsohle des höher gelegenen pri- mären Bördelösses,.' Das Profil ist nach meiner jetzigen Auffassung folgendes: a Be & we N postglazialer umgelagerter Löß Kalktulk, 1... = 23rdem Sande der diluvialen Elbterrasse Auch die 4—5 m niedrigere Terrassenstufe, auf der Magde- burg mit der Neustadt liegt, ist in ihrem westlichen Teile mit einer Lößschicht bis zu 1m Mächtigkeit bedeckt. Da die Bildung der Terrasse des Urstromtales der Elbe in den Schluß der letzten Vereisung fällt, so hat der Absatz des Kalktuffes wahrscheinlich noch unter dem Einflusse des kalten Klimas sich vollzogen, worauf bereits WIEGERS*) auf- . merksam gemacht hat, da Limnaea truncatula von VANHÖFFEN in nächster Nähe des Karajak-Eisstromes in Grönland beobachtet worden ist. Nach v. MArRTEns verhält sie sich sehr wider- ı) F. Soreer: Über fossile Dünenformen im norddeutschen Flach- lande. (Verhandl. d.’XV. Deutsch. Geogr.-Tages in Danzig. Berlin 1905.) 2) F. Wannscharre: Die Quartärbildungen d. Umgegena von Magde- burg, mit besonderer Berücksichtigung der Börde. (Abhandl. d. Geol. Spezialkarte von Preußen usw., Bd. VII, Heft 1, S. 61—62, Fig. 6.) 3) Neue Beobachtungen über die Quartärbildungen der Magdeburger Börde. (Diese Zeitschr. 1888, S. 262—273. — Ebenda 1899. Verhandl. S. 41—42.) — Vgl. auch Keıtnack, a. a. O., S. 90.. Fig. 17. *) Wıesers: Diese Zeitschr. 1905. Monatsber. S. 83. 212 standsfähig beim Austrocknen von Sümpfen, so daß sie häufig: in kleinen austrocknenden Wasserpfützen allein von allen darin lebenden Conchylien übrigbleibt. u Inwiefern wir berechtigt sind, die von NEHRING auf- gefundene Tundren- und Steppenfauna von Thiede in das. Jung- bzw. Spätglazial. zu stellen, läßt sich noch nicht entscheiden, da die beiden Forscher, die sich in letzter Zeit eingehend mit diesem Fundort beschäftigt haben, in der Beurteilung der vorhandenen diluvialen Schichten erheblich voneinander abweichen. WIEGERs!) hält bei Thiede nur die untere Lemmingschicht für primär, die nach ihm aus einem unteren Löß und etwaigen geschichteten Sanden besteht, während {die Neurıngsche Fundschicht mit Steppenfauna bei Thiede und Westeregeln eine sandige Grundmoräne sein soll, welche die Steppenfauna aus einem nicht weit entfernten, durch das Eis zerstörten Löß entnommen hat; in diesem Falle würde sie nur eine sekundäre Lagerstätte sein. Er stellt beide Faunen unter die Steinsohle des Bördelöß, die in Geschiebemergel über- geht, und gibt unter dem sog. unteren Löß von Thiede mit Lemmingfauna einen Geschiebemergel an (Lokalmoräne von Thiede und Westeregeln), den er als oberen auffaßt. Die oberen Lößschichten über der Steinsohle entstanden nach ihm am Ende der letzten Eiszeit nach einem nochmaligen Vorstoße des Eises, weshalb er beide Grundmoränen unter dem Bördelöß derselben Vereisung zuschreibt. Hierin kann ich WIEGERS nicht zustimmen. | KokeEn?) dagegen stellt in seiner Gliederung die Lemming- schicht (geschichteter Sand und sandige Lehme mit arktischen Nagern) über die jüngere Grundmoräne (Steinsohle nnd Reste von Moränen) in den Beginn der Abschmelzzeit und äußert sich folgendermaßen: „Diese kälteliebende Fauna kann man wohl nur in die letzte Eiszeit setzen, denn die obere Nagetier- schicht mit ihrem Magdalenien, die wiederum einen Temperatur- fall zum Ausdruck bringt, ist schon postglazial.“ In die Zeit der vorherrschenden Ostwinde während des Rückzuges der letzten Vereisung verlegt SOLGER die Entstehung der norddeutschen Bogendünen, deren konvexe Seite nach Ost gerichtet ist, wie bei den Dünen der Schorfheide, und die er deshalb als Ostwind-Barchane auffaßt. Wenn er aber jetzt die ur- ) F. Wıesers: Die diluvialen Kulturstätten Norddeutschlands und ihre Beziehungen zum Alter des Löß. (Prähist. Zeitschr., Bd, I, 1909.) | ns °) E. Koren: Diluvialstudien. (Neues Jahrb. f. Min. usw., Jahrg. 1909, d, IT.) 213 sprüngliche Entstehung der norddeutschen Binnenlanddünen über- wiegend auf Ostwinde zurückführen will (Januarsitzung der Deutschen Geologischen Gesellschaft 1910), so ist das eine durchaus unberechtigte Übertreibung seiner Theorie. Ein großer Teil unserer Talsanddünen ist durch Westwinde entstanden, wie schon P. SazBan!) durch eingehende Untersuchungen an den Dünen der südwestlichen Heide Mecklenburgs gezeigt hat. Die Luvseite dieser Dünen ist nach Südwest und Westsüdwest gerichtet. An einem Dünenzuge des Berliner Tales bei Wilhelms- hagen-Woltersdorf?) auf Blatt Rüdersdorf konnte ich kürzlich nachweisen, daß er seine Entstehung vorherrschenden nordwest- lichen Winden verdankt. Schon mit Beginn der Ancylus-Zeit, als das Klima ein mehr und mehr gemäßigtes wurde, waren die Bedingungen für vorherrschende Westwinde gegeben. Von Bedeutung für die Beurteilung des Klimas der nach- eiszeitlichen Periode sind auch die Ergebnisse der Forschungen von SAMTER und WELTNER°®) über die Fauna des Madüsees in Pommern. Durch die Auffindung der Orustaceen Mwysis re- licta, Pallasiella quadrispinosa und Pontoporeia affinis ist der Nachweis erbracht worden, daß hier Östseerelikten der Spät- glazialzeit vorliegen, die bereits im Yoldiameere lebten, sich dem Süßwasser des Ancylus-Sees anpaßten und zu Beginn der Litorinazeit, als eine breitere Verbindung der Ostsee mit dem Madüsee entstand, in letzteren einwanderten. Ebenso ist auch die dort vorkommende Maräne (Coregonus maraena) als ein Relikt der Süßwasserseen der Spätglazialzeit anzusehen. Nach der Periode des spätglazialen Yoldiameeres und der gleichzeitigen Dryaszeit trat im westlichen Östseegebiete eine Hebung des Landes ein, deren Betrag an der deutschen Küste wir noch nicht feststellen können. Durch diese Er- hebung, die eine Landverbindung zwischen Schleswig-Holstein, den dänischen Inseln und Schweden schuf, wurde das Ostsee- becken von der Nordsee abgetrennt und in einen Binnensee mit süßem Wasser verwandelt. Nach den in den später gehobenen Strandwällen dieses Sees !) Mitteilungen d. Großherzogl. Meckl. Geol. Landesanst. Rostock 1897. 2) F. Wansscharre: Der Dünenzug bei Wilhelmshagen-Wolters- dorf. (Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, Teil I, Heft 3, S. 540—548.) 3) M. Samter und W. Werrser: Mysis, Pallasiella und Pontoporeia in einem Binnensee Norddeutschlands. (Zoolog. Anzeiger, Bd. XXIII, No. 631, 1900.) — M. Samrer: Der Madüsee. Archiv. f. Naturgeschichte. Berlin 1905. 1. Bd., 3. Heft, S.1—2. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 18 274 in Skandinavien und Estland aufgefundenen Schalen von Aneylus fluviatilis ist diese Phase des Ostseebeckens als Ancylus- Zeit bezeichnet worden. Da die deutsche Ostseeküste zu jener Zeit über dem Meeresspiegel lag und später beträchtlich ge- senkt wurde, so ist hier die Südgrenze des Ancylussees nicht nachweisbar und liegt unter dem Meeresspiegel. Auf dem Festlande entstanden in den Seebecken und alten Flußläufen Torfmoore und Wiesenmergel, und in ihnen sind die Reste der damals lebenden Flora und Fauna aufbewahrt geblieben. In dieser Zeit breiteten sich namentiich die Birke und Kiefer aus, wie dies beispielsweise die Untersuchung des Moostorf- lagers am Seestrande der Rostocker Heide durch GEIITz und. WEBER!) gezeigt hat. WEBER hat hier drei Schichten unterschieden, eine Süßwasser-Seesandschicht, eine Moossand- schicht und oben eine Waldschicht, die sich alle durch das reichliche Vorkommen von Pollenkörnern der Föhre (Pinus silvestris) und das Fehlen von Pollen der Erle, Eiche und Linde auszeichnen und daher aller Wahrscheinlichkeit nach in der Föhrenzeit sich gebildet haben. Die hangende Schicht des Glazialtones bei Nusse, ein Lebertorf, gehört nach WEBER der Kiefern-Periode, das darüber folgende Torflager dem Beginn der Eichenzeit an. Erwähnt sei hier auch ein von 2—-3m Sand bedecktes Torfbänkchen im Talsande von Gommern?) mit Detula, *Pinus, Alnus, Menyanthes trifoliata, das ich der Birken-Kiefern-Zeit zugerechnet habe. DEEcKE°) schreibt die Bildung der Moorein den Hauptflußtälern Pommerns der Ancyluszeit zu. In den tiefsten Teilen dieser älteren Moore finden sich noch Reste vom Ren, zum Teilauch angeschnittene Stücke und Artefakte aus Knochen, die beweisen, daß der Mensch hier mit dem Ren zusammen gelebt hat. Es sind dies in Pommern die ältesten Reste des Menschen in der Postglazial- zeit. Auch in den Mooren Westpreußens, Östpreußens und Schleswig-Holsteins sind schöne Geweihe vom Ren gefunden worden. Die Fauna dieser Periode ist außerdem charakterisiert durch Cervus alces, Cervus euryceros und Bos primigenius. Zu Beginn der Ancyluszeit scheint noch ein etwas kühles boreales Klima ge- herrscht zu haben, da das Ostseebecken Zuflüsse von den ab- schmelzenden ri nuletln asian Skandinaviens erhielt und dadurch abgekühlt wurde. !) E. Gemtrz und C. A. Weser: Über ein Moostorflager der postglazialen Föhrenzeit am Seestrande der Rostocker Heide. (Arch. d. Ver. d. Fr. d. Naturgesch. Meckl. 58, 1904. ?) Die Quartärbildungen der Umgegend von Magdeburg. >. 89-90. ®) W. Deeeke: Geologie von Pommern. Berlin 1907. 3.220. 0 Ya Ber REEL? 275 Die Untersuchung der submarinen Moorbildungen in der Kieler Förde durch WEsrr!) hat ergeben, daß in der Prälitorinazeit schon die Eiche und Erle neben der Föhre, Weiß- birke und Winterlinde sich ausgebreitet hatten. Es deutet dies darauf hin, daß das Klima am Schluß der Ancyluszeit allmählich immer wärmer geworden war, wie GUNNAR ANDERSSON aus der ehemaligen nördlicheren Verbreitung von Hasel und Wassernuß nachgewiesen hat. Es. ist daher zur Beurteilung der Wärme- verhältnisse jener 'Zeit von Bedeutung, daß Trapa natans die kaum noch als Relikt bei uns vorkommt, damals eine große Verbreitung besaß. Sie ist zuerst durch ConweEntz?) 1890 in westpreußischen Torfmooren nachgewiesen worden; man kennt sie dort gegenwärtig an 19 Fundorten. Die Prälitorinabildungen der Kieler Förde entstanden nach WEBER in einer mit Süßwasserseen durchsetzten Landschaft, die höher lag als gegenwärtig, und aus den 8,5—9 m unter Mittel- wasser der Förde aufgefundenen Artefakten läßt sich schließen, daß die Ufer dieser Seen am Schluß der Ancyluszeit von einer altneolithischen Bevölkerung besiedelt waren. In dieselbe Zeit gehören die von SPETHMANN?) nachgewiesenen Artefakte aus Stein und Knochen am Unterlauf der Trave bei Lübeck, die aus einer Tiefe von 6—10 m ausgebaggert wurden. Während der Ancylussee einer Landhebung seineEntstehung verdankte, trat nun eine beträchtliche Landsenkung ein, die den Boden des Sundes und der beiden Belte so tief legte, daß das salzreiche Nordseewasser in einem breiten Strome in das Ost- seebecken eintreten konnte und ihr einen höheren Salzgehalt verlieh, als sie gegenwärtig besitzt. Die Folge davon war, daß eine auf einen höheren Salzgehalt angewiesene Conchylienfauna in das Östseebecken einwanderte.e Namentlich breiteten sich . Litorina litorea und Scrobicularia piperata an den Küsten dieses Meeres aus, und nach ersterer hat man diese Zeit als Litorina- zeit‘) bezeichnet. Sie fällt zum großen Teil mit dem jüngeren Neolithicum zusammen. Dieses Meer überflutete die deutsche I) ©. A. Weser: Über Litorina- und - Prälitorinabildungen der Kieler Förde. (Ex@uLers Botan. Jahrb. Bd. 35, 1904.) 2) Conwentz: Amtlicher Bericht über das Westpreuß. Provinzial- Museum f. d. Jahr 1893. — 1899. — 1905. 3) K. Sperumann: Ancylussee und Litorinameer im südwestlichen Ost- . seebecken. (Mitteilungeu d. Geogr. Ges. und des Naturhistor. Museums in Lübeck. 2. Reihe. Heft 21. 1906. S. 45—50.) — Die physiographischen Grundzüge der Lübecker Mulde. (Globus, Bd. 96, Nr. 20, 1909, S. 313.) % H. Monsue: Preliminary. Report on the Physical Geography of the Litorina-Sea. (Bull. of the Geol. Instit. of Upsala, Nr. 3, Vol.II, 1894.) 182 Ostseeküste in einer schmalen Zone, und die Fundorte der Litorina liegen hier alle unter dem Meeresniveau. Der erste Nachweis der Litorina-führenden Schichten in Mecklenburg ist von GEINITZ!) (1898) am Conventer-See in Warnemünde, im Hafen von Wismar und auf der Insel Lips erbracht worden, während er die Senkung früher für rezent hielt. Weitere Funde wurden dann bei Lübeck®), in der Kieler Förde und bei Greifswald gemacht; kürzlich auch nach WoLrr?) in der Flensburger Förde. Als sich die altneolithischen Wohnstätten der inneren Kieler Förde infolge der allmählichen Senkung des Seengebietes mit Wasser zu bedecken begannen und verlassen werden mußten, wuchsen nach WEBERs Untersuchungen ausgedehnte Au- und Bruchwälder (Eichen und Erlen) an den Ufern des Binnensees. Erst bei Einbruch des salzigen Meerwassers lagerten sich über dem Bruch- und Auwaldtorf ein Brackwasser- und später ein Meerlebertorf ab; letzterer führt noch reichlich Pollenkörner der Eiche. JEnTszcH*) hat darauf hingewiesen, daß die bis 20 m unter den Meeresspiegel hinabreichenden, lediglich Süßwasserformen enthaltenden Ausfüllungen des unteren Pregeltales sowie die durch eine Bohrung bei Pillau unter oberflächlichen Meeres- schichten bei 30m Tiefe nachgewiesene Süßwasserfauna eine Senkung der Küste andeuten, die zur Zeit der Litorinasenkung eingetreten sein wird. Auch DEEcKE°) findet in submarin aus- streichenden Mooren an der pommerschen Küste, in versunkenen menschlichen Niederlassungen und in dem Vorkommen der Öderbank nördlich von Swinemünde Anzeichen der Litorina- periode. _ Einen Beweis für die Litorinasenkung sehe ich auch in der Fördenküste Schleswig-Holsteins. Wir haben bekanntlich nur an der westlichen Ostseeküste die als Förden bezeichneten Meeres- buchten, weil nur hier die Bedingungen zu ihrer Entstehung ge- seben waren. Betrachten wir die Östseeküste auf ihre morphologischen Formen hin, so muß es auffallen, daß !) F.E. Gemımz: Der Conventer-See bei Doberan. (Mitteil. der Großh. Mecklb. Geol. Landesanst. IX. Rostock 1898.) — Ders: Die geologischen Aufschlüsse (Zitorina-Ablagerungen) des neuen Warnemünder Hafenbaues. Ebendas. XIV. Rostock 1902. — Ders.: Litorina-Ton im Wismarschen Hafen. (Mecklb. Arch., 57. Jg. 1903.) ?) P.Frıeprıcn und H.Herıpen: Die Lübeckischen Zitorina-Bildungen, (Mitteil. d. Geograph. Ges. u. d. Naturhist. Museums in Lübeck 1905.) ®) Diese Zeitschr.. Bd. 61, 1909. Monatsberichte Nr. 11, S. 445. *) Jexzzsch: Diese Zeitschr., Bd..52, 1890, S. 617-618. _ °) Dercke: Geologie von Pommern, S. 226 ff. — Ders.: IX. Jahres- bericht d. Geogr. Ges. Greifswald 1905. 277 Pommern eine wenig gegliederte Flachküste besitzt, während nach Westen zu die Gliederung der Küste mehr und mehr zunimmt. Der Grund liest darin, daß in Pommern das flache Grundmoränengebiet in weiter Erstreckung an die Ostsee herantritt, während im Westen die seenreiche Moränen- landschaft mit der Ostsee in unmittelbare Berührung kommt. Die Förden Schleswig-Holsteins sind gesenkte Seen und Seenketten der formenreichen Grund- und Endmoränenland- schaft des baltischen Höhenrückens, die durch das Meer er- weitert und mit einander verbunden worden sind. Wo die Küste vorwiegend flach und einförmig war, wie in Hinterpommern, konnte die Senkung auch keine mannigfaltigen Formen hervor- rufen. E. Werrn!) hat schon mehrfach darauf hingewiesen, daß die Förden „durch ein beckenförmiges Bodenrelief ausgezeichnet sind, d.h. für sich oder zusammen mit den sie landeinwärts fortsetzenden Rinnen aus einem oder mehreren hintereinander- liegenden, durch Schwellen voneinander getrennten Becken be- stehen“. Er hält die Förden für Erosionsformen, die durch subglaziale Schmelzwasser ausgefurcht sind, und verhält sich ablehnend gegen die Beziehungen postglazialer Niveau- schwankungen zur Entstehung der Fördenbuchten. Auch für GAGEL?) ist es vorläufig am wahrscheinlichsten, daß die Förden subglaciale Schmelzwassertäler der letzten Eis- zeit sind, obgleich damit noch nicht alle Eigentümlichkeiten der Förden erklärt und alle Schwierigkeiten beseitigt seien. Die Untertrave ist nach ihm eine typische Förde mit ganz unregelmäßigem Längsprofil und typischen Schwellen, kein ein- faches „ertrunkenes* Flußtal, sondern eine unzweifelhafte Schmelzwasserrinne, die in umgekehrter 'Richtung erodiert ist. Die ganze Ancylus-Hebung, wenigstens an der deutschen Küste des Südwestbalticums, erklärt GAGEL in seinem soeben er- schienenen Aufsatz für reine Phantasie, die Litorina-Senkung zum erheblichen Teil auch. Die tiefen Depressionen der Untertrave, in denen nach FRIEDRICH®) unter den Litorina - Schichten noch Süßwasser- !) E. Werru: Zur Entstehung der Förden. (Diese Zeitschr. 1909. Monatsberichte 8/10, S. 201—404.) 2) C. Gasen: Zur Geologie Schleswig-Holsteins. Kritische Be- nıerkungen usw. (Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, Teil II, Heft 2, S.236, 247, 248.) >) P. Frienrıcn: Der geologische Aufbau der Stadt Lübeck und ihrer Umgebung. Lübeck 1909, S.50. — Artesische Brunnen auf dem Priwall.e. (Lübeckische Blätter 1909, Nr. 50, S. 776778.) 278 bildungen bis zu — 48 m Tiefe am Priwall erbohrt worden sind, lassen sich nach meiner Ansicht befriedigend erklären, wenn wir annehmen, daß hier in der Ancylus-Zeit ein vom Meere noch abgeschlossenes zusammenhängendes Seengebiet der Moränenlandschaft vorhanden war, das durch die Litorina- Senkung mit dem Meere in Verbindung trat, fördenartig er- weitert und von marinen Absätzen z. T. erfüllt wurde. Der Betrag der Ancylus-Hebung braucht bei dieser Erklärung kein übermäßig hoher zu sein; eine beträchtliche Zitorina-Senkung ist ohne Zweifel an unserer Ostseeküste nachweisbar, wie auch WEBER für die Kieler Förde dargetan hat. Der Einbruch des salzreichen Litorina-Meeres in die Klhllaah: Bucht trat nach FRrIEDRIcCH ein, als hier die Eiche den. vor- herrschenden Waldbaum bildete und die Buche noch nicht bis in dieses Gebiet vorgedrungen war. Es steht dies in völligem Einklange mit dem bereits erwähnten Vorkommen des sub- marinen Torfes mit Eichenresten (aus dem Beginn der Litorina- senkung) unter den marinen Schichten in der Kieler Förde. Das Klima der Litorina-Zeit war infolge des aus der Nordsee in die Ostsee eindringenden wärmeren Salzwasserstromes maritim, da- her warm und feucht mit vermehrten Niederschlägen. Auch Rügens Boddenküste mit ihren Nehrungen zeist deutlich die Folgen der Litorinasenkung, wodurch die Insel ihre vielgestaltige Form erhalten hat. Doch werden im Südwesten Jasmunds auch schon interglaziale Senkungen stattgefunden haben, wie aus den tektonischen Störungen der Kreide- küste hervorgeht. WeBEr!) hat in den Profilen der nordwestdeutschen Hoch- moore einen älteren, mehr schwarzen und stark zersetzten Sphagnumtorf und einen jüngeren, hellgelben und wenig zer- setzten Sphagnumtorf unterschieden, die voneinander durch eine schwache braune Grenztorfschicht getrennt sind. WEBER nimmt an, daß der ältere Sphagnumtorf unter feuchten klimatischen Bedingungen entstand, und daß dann seine Weiterbildung durch den Eintritt einer säkularen Trockenperiode unterbrochen wurde. In dieser Zeit verwitterte der ältere Moostorf, und es bildete sich auf ihm eine Torfschicht aus den dort sich ansiedelnden Pflanzen, die vorwiegend aus Heide und Eriophorum vaginatum bestanden, während an einigen Stellen auch ein kümmerlicher Waldwuchs mit Betula pubescens und Pinus silvestris auftrat. !) C.A. Weser: Uber die Entstehung der Moore. (Zeitschr. f. angew. Chem., XVIH. Jahrg. Heft, 42.) — Ders.: Aufbau und Vegetation der Moore Norddeutschlands. (Ber. d. 4. Zusammenk. d. freien Ver- einigung d. system. Botaniker. Leipzig 1907.) Diese mehr oder weniger deutliche Schicht ist von WEBER als Grenztorf oder jüngerer Waldtorf bezeichnet worden. Nach dem Wiedereintritt einer bis zur Gegenwart fortdauernden feuchten Säkularperiode entstand über dem Grenztorf der jüngere Moostorf. In den östlichen Hochmooren des Memel- deltas fehlt der ältere Moostorf, und man muß daher annehmen, daß die dortigen Sphagnumtorfe der Bildungsperiode des Jüngeren Moostorfes angehören. Poronıs!) hat neuerdings in dem Gifhorner Hochmoor bei Triangel zwei Grenztorfhorizonte nachgewiesen und die Bedeutung von Baumstubbenhorizonten für eine durchgehende regionale Gliederung der Hochmoore in Frage gestellt. Mag nun auch, wie namentlich G. ANDERSSON?) ausgeführt hat, das Vorkommen von Baumstubbenlagen in den Mooren nicht zur Begründung wiederholter trockner Perioden dienen können, so muß doch hervorgehoben werden, daß das Auftreten von älterem und jüngerem Moostorf in den Mooren - Nordwestdeutschlands eine ganz allgemeine Erscheinung ist, so daß es wohl berechtigt erscheint, mit WEBER eine Unter- brechung der Wachstumsbedingungen des älteren Moostorfes anzunehmen. SERNANDER°) hat seine Bildung in die erste Hälfte der Litorina-Zeit verlegt und die des Grenztorfes in die zweite. Möglicherweise läßt sich diese durch den Grenztorf ‚angezeigte Trockenperiode mit der am Einde der Zitorina-Zeit einsetzenden geringen Hebung des Landes in Beziehung bringen. Durch diese Hebung wurde der Zufluß des salzreichen Nordseewassers in die Ostsee vermindert und diese durch den Eintritt der großen Flüsse allmählich ausgesüßt, so daß im Norden und Osten bereits Limnaeen darin leben können. Nach der für die heutige Ostseefauna charakteristischen Mya arenaria ist diese noch jetzt andauernde Periode der Ostsee als Mya- "Zeit bezeichnet worden. In ihr breiteten sich auf dem Fest- lande die Buche, Erle und Fichte aus. !) H. Poronık: Das Auftreten zweier Grenztorfhorizonte innerhalb eines und desselben Hochmoorprofils. (Jahrb.d. K. Preuß. Geol. L. f. 1908. Berlin 1909.) 2) G. Anpersson: The climate, of Sweden in the late-quaternary period. (Sveriges Geol. Undersök. Arsbok 1909.) 3) R. SERNANDER: On the evidences of postglacial changes of cli- mate furnished by the peat-mosses of Northern Europa. (Geol. Föhren. Förhandl., Bd. 130. Heft 7, 1908.) Manuskript eingegangen am 6. Januar 1910.] 280 13. Die Veränderungen des Klimas seit der letzten Eiszeit in Deutschland. Zusammenfassender Bericht erstattet von Herrn FELIX WAHNSCHAFFE in Berlin. Wie Seite 97 und 98 mitgeteilt worden ist, soll dieser Bericht als Grundlage für die Verhandlungen auf dem 11. Internatio- nalen Geologenkongreß in Stockholm dienen, und ich habe mich daher bemüht, unter Vermeidung jeglicher Kritik die ver- schiedenen Ansichten der Autoren in gedrängter Kürze möglichst genau zum Ausdruck zu bringen. Wegen des sehr starken Auseinandergehens der Auffassungen in der Frage der Klima- schwankungen war es mir unmöglich, die verschiedenen Auf- sätze ineinander zu verarbeiten und zu einem einheitlichen Be- richt zusammenzufassen, sondern ich mußte mich, um den Autoren gerecht zu werden, darauf beschränken, ihre Beiträge der Reihe nach einzeln zu besprechen. - A. ScHhuz nimmt bei der Darlegung seiner Ansichten über die Veränderungen des Klimas in Deutschland fünf Ver- gletscherungsperioden an, in denen das nordische Inlandeis bis nach Deutschland hinein vordrang, und behandelt die Zeit vom Beginn der vorletzten Vergletscherungsperiode ab, d.h. „die ganze seit dem Beginne der Entwicklung der gegenwärtigen phanerogamen Flora und Pflanzendecke Deutschlands verflossene Zeit“. Nach ihrer klimatischen Anpassung lassen sich in der Phanerogamenflora Deutschlands fünf Gruppen unterscheiden. Ihre Arten wachsen hauptsächlich oder ausschließlich in solchen Gebieten, in denen im Vergleich zu dem gegenwärtig herr- schenden Klima der niedrigen Gegenden des zentralen Mitteldeutschlands folgende klimatische Bedingungen vorhanden sind: I. Gruppe. Sommer- und Winterklima kühler. II. Gruppe. Sommermonate trockner und sämtlich oder wenig- stens teilweise wärmer; Wınter trockner und kälter. : III. Gruppe. Winter gemäßigter; Sommer ebenso warm oder wärmer, ar 281 IV. Gruppe. Sommerklima feuchter und meist auch kühler; Winterklima feuchter und gemäßigter. V. Gruppe. Umfaßt Arten von viel weiterer klimatischer An- passung als diejenigen der Gruppen I—IV. Unter der Annahme, daß fast alle Arten nicht in Deutsch- land entstanden, sondern eingewandert sind, zeigt das Areal ihrer Ausbreitung mehrfach nachträgliche natürliche Lücken, d. h. sie müssen ehemals auf dem Raume fast aller ihrer Areallücken gelebt haben und können erst nachträglich infolge ungünstigen Klimas daraus verschwunden sein. Je größer die Lückenbildung, um so ungünstiger müssen sich die klimatischen Verhältnisse gestaltet haben. Bei jeder Artengruppe sind mehrere Perioden der Bildung nachträglicher natürlicher Lücken aufeinander gefolgt, von denen jede folgende viel unbedeutender als die vorausgehende war. Jeder Periode der Lückenbildung folgte eine Periode der Neuausbreitung, die in ihrer Bedeutung der auf sie folgenden Periode der Lückenbildung ungefähr ent- spricht. A. Schurz unterscheidet acht verschiedene Klima- perioden, vier kühle und vier trockne, die abwechselnd aufeinander folgten. Die Pflanzen der zweiten Artengruppe ebenso wie die- jenigen der dritten und vierten Gruppe können sich in Deutsch- land erst nach den Arten der ersten Gruppe angesiedelt haben, da bei der Einwanderung und Ansiedlung dieser letztgenannten ein so kaltes Sommerklima in Deutschland geherrscht haben muß, daß die Existenz der anderen Gruppen hier unmöglich war. Die Areale der zweiten Gruppe haben meist drei, seltener vier Gruppen nachträglicher natürlicher Lücken, und zwar sehr große Lücken, und zwei oder drei Gruppen viel kleinerer Lücken. Für die Ansiedlung der Arten dieser Gruppe war das Klima viel günstiger als das der Jetztzeit, denn es herrschten damals heißere und trocknere Sommer und kältere und trocknere Winter. In dieser ersten Trockenperiode wurden zahlreiche Niederungen aus- getrocknet, die Wälder gelichtet, und weite zusammenhängende Striche besaßen den Charakter von Steppen. Ihr folgte die erste kühle Periode, in der sich das Areal der Arten der zweiten Gruppe in Deutschland sehr verkleinerte. In der dar- auf folgenden zweiten Trockenperiode war die Neuausbreitung der Arten der zweiten Gruppe sehr unbedeutend im Verhältnis zu ihrer Ausbreitung während der ersten Trockenperiode. A. Schulz nimmt für die Areale der dritten Gruppe an, daß sie nicht wie diejenigen der zweiten Gruppe nur in den _ kühlen Perioden, sondern auch in den trocknen Perioden 282 Lücken erhalten haben. Die Ansiedlung der Arten dieser Gruppe in Deutschland kann erst nach der ersten trocknen Periode stattgefunden haben, als ein sehr warmes Sommer- und Winterklima herrschte. Um die Lückenbildung und Neuausbreitung der Arten dieser Gruppe zu erklären, nimmt A. ScuuLz an, daß sich zwischen die trocknen und kühlen Perioden je eine warme Periode einschob, deren Dauer und Intensität allmählich abnahm. Die aus der Verbreitung der phanerogamen Pflanzen ab- geleiteten Klimaschwankungen werden zu den Ergebnissen der geologischen Forschungen in Beziehung gesetzt, wobei SCHULZ annimmt, daß ein großer Teil Deutschlands von Norden und von Süden aus fünfmal mit Eis bedeckt gewesen ist. Nach ihm besaß das Eis den größten Umfang in der zweiten und dritten Eiszeit, einen kleineren in der vierten und einen noch kleineren in der fünften. In dieser Zeit des Bühlvorstoßes soll das nordische Inlandeis bis zur baltischen Endmoräne vorge- drungen sein, während das alpine Eis über den nördlichen Alpenrand hinaus:südlich von München lag. Die fünfte Eiszeit war die letzte kalte Periode, in der sich Arten der ersten Gruppe in Deutschland ansiedeln konnten, doch war das Klima nicht hoch- arktisch. Die Zwischenzeit zwischen der vierten und fünften Eiszeit soll eine sehr lange Dauer besessen haben. Nach dem Schwinden der vierten Vereisung waren die Ablagerungen derselben lange Zeit hindurch bei einem heißen und trocknen Sommerklima und einem kalten und trocknen Winterklima der Verwitterung ausgesetzt, weshalb in diese interglaziale Periode die Bildung des Lösses der Magdeburger Börde und die erste Ansiedlung der Arten der zweiten Gruppe verlegt wird. Dann folgte in derselben Interglazialzeit ein Klima, das etwa unserem heutigen entsprach, und unter welchem in Norddeutschland aus- gedehnte Wälder von Laub- und Nadelbäumen sich ausbreiteten. Die Wiederansiedlung der Arten der zweiten Gruppe kann erst in die auf die fünfte Eiszeit folgende Periode fallen, da das Klima während der fünften Eiszeit so ungünstig gewesen sein muß, daß die früher bereits vorhandenen Pflanzen dieser Gruppe sämtlich wieder aus Deutschland verschwanden. Den geologischen Beweis für die vier nach der fünften Eis- zeit eingetretenen Perioden mit trocknen heißen Sommern, von denen die erste die heißeste und längste, die letzte die am wenigsten heiße und kürzeste war, sieht A. ScuhuLz in den von K. Orsrıcnr im Ilmenautal der Lüneburger Heide beschriebenen vier Terrassen, deren Aufschüttung nach der fünften Eiszeit in vier trockenen, vegetationsarmen Zeiten erfolgt sein soll, 283 während sich der Fluß in vier auf je eine trockne Zeit folgenden niederschlagreichen Zeiten in die vorher aufge- schütteten Sande wieder einschnitt. Auch der Bau der norddeutschen Hochmoore wird als Beweis für das ehemalige Vorhandensein mehrerer trockner Perioden nach dem Ausgange der fünften Vereisung angeführt. Die Unterbrechung in der Entwicklung der Hochmoore, welche durch den Grenzhorizont zwischen dem älteren und jüngeren Sphagnetumtorf angezeigt wird, fällt nach Scmurz in die dritte trockne Periode, da der jüngere Sphagnetumtorf nur undeutliche Spuren trockner Zeiten enthält, die aus der vierten trocknen Periode und aus noch späteren, ganz unbedeutenden trocknen Zeiten stammen können. Aus dem Fehlen von Anzeichen einer oder zweier Trockenperioden im älteren Sphagnetumtorf wird abgeleitet, daß seine Bildung erst nach der Zeit der zweiten Trockenperiode erfolgt sein kann. Die vier angenommenen kühlen Perioden bringt A. ScnuLz in Beziehung mit den von Prnck und BRÜCKNER in den Alpen nachgewiesenen Gletschervorstößen nach dem Bühlvorstoß. Die erste kühle Periode wird mit der Zeit des Gschnitzvorstoßes, die zweite mit derjenigen des Daunvor- stoßes parallelisiert, während im Gegensatz zu PENcK und BRÜCKNER auch für die dritte kühle Periode Andeutungen in den Alpen vorhanden sein sollen. Ferner wird angenommen, daß die Litorinasenkung im Ostseegebiete mit der ersten kühlen Periode (Gschnitzstadium) und die in Skandinavien der Litorina- senkung vorausgehende weitere Ausbreitung einer Anzahl von Laubbäumen und Sträuchern nach Norden mit der ersten warmen Periode zusammenfällt. Die nähere Begründung dieser Ansichten findet sich in den fünfundzwanzig Schriften von A. Scuurz, die er am Schlusse seines Aufsatzes mitgeteilt hat. ° R. Grapmans behandelt die Bedeutung postglazialer Klimaveränderungen für die Siedelungsgeographie. Die zuerst von pflanzengeographischer Seite geforderte Annahme einer postglazialen xerothermen Periode schien durch v. Rıcır- HOFENS äolische Lößtheorie und durch Nenmkrinss Nachweis fossiler Steppentiere eine geologische Bestätigung zu finden, bis Penck dem Löß und seinen fossilen Einschlüssen ein inter- glaziales Alter zuwies.. Trotzdem haben die Pflanzen- geographen, um gewisse Phänomene der heutigen Pflanzen- verbreitung zu erklären, an mindestens einer postglazialen trockenwarmen Periode festgehalten. Dies steht in Ein- klang mit dem Nachweis von postglazialem äolischen Löß mit 284 reicher Steppenfauna und Artefakten des Magdalenien, dessen Bildung erst nach dem Höhepunkt der Würmeiszeit erfolgte. Mit den Klimaschwankungen hängen gewisse siedelungs- geographische Fragen eng zusammen. Die Siedelungsspuren der prähistorischen Bevölkerung drängen sich im mittleren Europa von der neolithischen bis zu einem großen Teil der römischen Zeit auf ganz bestimmte Flächen zusammen, während ebenso große Flächen ganz oder nahezu frei blieben. Der Gegensatz zwischen alt- und spätbesiedelten Gebieten tritt auch noch gegenwärtig zutage. Bestimmte Pflanzengenossen- schaften von vorwiegend östlicher und südlicher Verbreitung, die Licht und Trockenheit lieben, bevorzugen in auffallender Weise dieselben Flächen. Bei einem Vergleich dieser Ver- breitungsflächen unter sich und mit ihren Nachbargebieten zeigt sich, daß hier im allgemeinen ein relativ kontinentales Klima mit heißen Sommern und kalten Wintern, wenig Niederschlägen, geringer Luftfeuchtigkeit und Bewölkung und zugleich fein- körnige, kalkreiche Bodenarten vorhanden sind, die den Wald zurückdrängen und die Steppe begünstigen. Die eingewanderten Pflanzengenossenschaften, deren Mehrzahl die östlichen Steppen bewohnt, konnten nicht in geschlossene Wälder eindringen, und ebenso war auch der Wald für die Bevölkerung auf niedriger Kulturstufe eine siedelungsfeindliche Macht. während die breiten Grenzgürtel zwischen Wald und Steppe eine kultur- fördernde Bedeutung besitzen. Wenn ein trockneres Klima noch zur Zeit der neolithischen Kultur in Mitteleuropa wenigstens zeitweise geherrscht hat, dann kann auch die spätere Bevölkerung den wieder vordringenden Wald dauernd von ihren Wohnsitzen ferngehalten haben. Den Hauptbeweis für das erneute Ein- treten eines kontinentalen trockenwarmen Klimas in späterer, - mindestens in neolithischer Zeit sieht GRADMAnN in dem Auf- treten der Grenztorfschicht in den norddeutschen Mooren, in dem Vorkommen des Wildpferdes unter den neolithischen Kulturresten, dem Nachweise von postglazialem Löß von jüngerem . Alter als das Daunstadium und in den Forschungsergebnissen OLsricuts über das Klima der Postwürmzeit. Ernst H. L. Krause nimmt zu den beiden Fragen Stellung, ob sich aus florengeschichtlichen und pflanzengeographischen Tatsachen nachweisen läßt, daß der Gegenwart eine Periode wärmeren Klimas vorausgegangen ist, und ob pflanzengeschicht- liche und floristische Tatsachen vorliegen, aus welchen man auf eine trockenheiße Periode im Postglazial schließen kann oder muß. 285 Der Umstand, daß die Buche in einem Teile der Ostsee- länder erst nach der Eiche eingewandert ist, läßt nach Krause auf keine Abkühlung schließen, weil nicht klimatische, sondern andere Bedingungen die viel anspruchslosere Buche gehindert haben, schon früher fast gleichzeitig mit der Kiefer einzu- wandern. Das Nadelholz, namentlich die Kiefer, wurde seit dem Ende der Ancyluszeit durch die Eiche stark zurückgedrängt. Seine Wiederausbreitung, die ums Jahr 1400 beginnt, ist eine Folge der Waldwirtschaft und nicht durch Klimaänderungen veranlaßt. Die einjährige Wassernuß, die sich nur durch ihre großen und schweren Samen auszubreiten vermag, ist in einem großen Teile Mitteleuropas ausgestorben. Vielleicht hat die Ausrottung irgend eines Tieres die Pflanze ihres natürlichen Wanderungs- mittels beraubt. Najas marina ist im schwedischen Postglazial vermutlich durch die Konkurrenz anderer Arten und nicht durch Klima- änderung seltener geworden. Durch die von G. ANDERSSON festgestellte nördlichere Ausbreitung der Haselnuß in Schweden läßt sich ein Sinken der mittleren Jahrestemperatur mit dem Ende der Ancyluszeit um mehr als 2°C beweisen. Da in Deutschland nach Ansicht Krauses keine Anzeichen einer homologen Abkühlung vor- handen sind, so beschränkte sich der Temperaturfall vielleicht auf Skandinavien, veranlaßt durch ozeanische Stromablenkungen oder Niveauverschiebungen. Da Pflanzen über weite für sie unbewohnbare Zwischen- räume hinweg die ihnen passenden Standorte erreichen können, so kann man nicht aus dem isolierten Vorkommen von Pflanzen- arten, die im allgemeinen ein wärmeres Klima als das jetzige beanspruchen, den Schluß ableiten, daß bei ihrer Einwanderung ein wärmeres Klima geherrscht habe. Die von G. AnDERsson für das nordische Postglazial an- genommene Periode großer Trockenheit, die er in die Über- gangszeit von der Dryas- zur Birkenperiode verlegt, stimmt nach KrAusEe auch mit den deutschen Verhältnissen und mit BrIQUETs xerothermer Periode überein. Sie war jedoch nur im Vergleich mit der voraufgegangenen recht warm, anscheinend sogar wärmer als die nächstfolgende, aber doch subglazial, mit Temperaturen, die in Süddeutschland vielleicht die der jetzigen südsibirischen oder altaischen Steppen erreichten. Die von G. AnpERSson an der Hasel nachgewiesene Zeit der größten "Wärme in Schweden fällt, auf deutsche Breiten übertragen, ins 286 ältere Neolithicum; Webers nordwestdeutscher Grenztorf bildete sich in frühgeschichtlicher Zeit. Krause kommt zu dem Schluß, daß sich alle pflanzengeschichtlichen und pflanzengeographischen Tatsachen erklären lassen, wenn man für das ältere Postglazial ein kühles und trocknes, für das jüngere ein dem heutigen gleichendes Klima annimmt. E. Ramann beschränkt sich bei der Behandlung der Frage über die Klimaschwankungen auf die Moore, deren Einteilung und Bau er zuerst bespricht, um sodann die Beziehungen zwischen ihrem Aufbau und dem Klima zu erörtern. Der Einteilung der Moore wird die Biologie der torfbildenden Pflanzen zu- srunde gelegt, wonach sich drei verschiedene Abteilungen. er- geben: die Verlandungsmoore, die Waldmoore und die Hochmoore. Als Verlandungsbestände hat man diejenigen torfbildenden Pflanzengenossenschaften anzusehen, die durch ihre Ablagerungen stehende oder langsam fließende Gewässer ausfüllen. Nach diesen Pflanzengenossenschaften erhält man bei den Verlandungsmooren drei Gruppen: Phragmitetum, Cyperacetum und Hypnetum. Zu den Waldmooren rechnet Ramann sowohl die Trockentorfbildungen als auch die in nassen Brüchen sich bildenden Bruchwaldtorffe.e Als Hochmoore werden die Ablagerungen der Reste von Moosen, namentlich Sphagneen und ihnen biologisch nahestehenden Arten bezeichnet. Die Torfmoose bilden eine Gruppe von Pflanzen, die biologisch von anderen Pflanzenvereinen durch die Unabhängigkeit ihrer Lebensbedingungen von anderen als klimatischen Einflüssen abweicht; sie besitzen die Fähigkeit, das Wasser aufzuspeichern und sind wegen ihres geringen Bedarfes an mineralischen Nähr- stoffen unabhängig von den Mineralstoffen des Untergrundes. Die Ramannsche Einteilung der Moore weicht insofern von der jetzt herrschenden ab, als seiner Ansicht nach die Zwischen- moore (Übergangsmoore, Mischmoore) in Wegfall kommen müssen, da bei einer schärferen Trennung von Verlandungsmooren und Hochmooren für sie kein Platz mehr übrig bleiben soll. Die Beziehungen zwischen Klıma und dem Aufbau der Moore werden durch RaAmAnn an zwei Erscheinungen besprochen. Die Torfhügel der Hügeltundra an der Nordgrenze Europas zeigen an ihrer Oberfläche freiliegenden Torf. Es zeigt sich eine Vernichtung des früheren torfbildenden Sphagnumbestandes und ein Überwachsen der Sphagneen durch Flechten, nament- lich durch ZLecanora tartarea. Die Ursache des Absterbeus der Torfmoose ist hier nicht auf eine Klimaänderung zurückzuführen, SE VE nn 287 sondern sie ist eine Folge des Ansteigens des Eisbodens unter der Torfschicht bei dessen Emporwachsen, wodurch sich die Versorgung der Sphagneen mit Wasser ungünstiger gestaltet. Der fortschreitende Rückzug der nördlichen Waldgrenze wird durch Versumpfung und Vorrücken des Hochmoors bewirkt und steht nicht in Beziehung zu Klimaänderungen. Der mehrfach vertretenen Ansicht, daß der Rückgang der Hochmoorbildung durch eine ode der Jetztzeit ver- ursacht werde, schließt sich Ramann nicht an, da er zuerst in den russischen Östseeprovinzen beobachtet hat, daß nebenein- ander in vollem Wuchse begriffene Hochmoore und heidewüchsige, waldbestockte vorkommen, so daß kein klimatischer Unterschied die verschiedenartige Ausbildung bedingen kann. Die Ursachen, die die Entwicklung der Hochmoore be- einflussen, sind nach Ramann in der Eigentümlichkeit ihres Baues undin ihren biologischen Verhältnissen zu suchen. Bei üppigem Emporwachsen der Sphagneen soll schließlich die kapillare Hubhöhe des Wassers im porösen Sphagnumtorfe nicht mehr ausreichen, um die lebende Decke genügend mit Wasser zu versorgen. Es tritt dann in trockneren Zeiten Wasser- mangel ein, der die Sphagneen, die jetzt nur auf das Regen- wasser angewiesen sind, zum Absterben bringt und einer anderen Flora zur Herrschaft verhilft (Grenztorf). In dieser Zeit ver- wittert der Sphagnumtorf (älterer Moostorf) und sinkt infolge dessen außerordentlich zusammen, wodurch die Wasserversorgung der nun wieder einsetzenden Sphagnumvegetation so lange ge- sichert ist, bis die neue Torfschicht (jüngerer Moostorf) wieder zu mächtig wird. Es braucht daher keine Änderung der klimatischen Verhältnisse angenommen zu werden. Die Ergebnisse seiner Ausführungen faßt Ramann wie folgt zusammen: 1. Die Änderung na Hochmoorflora kann in einem An- steigen von Eisschichten unter der Vegetation begründet sein; das ist der Fall bei den Torfhügeln der Tundra. Dieser Vorgang wird ermöglicht durch die physikalische Eigentümlich- keit des Torfes, als Isolierschicht für Temperaturen (hier Wärme) zu wirken. 2. In den mitteleuropäischen Hochmooren ist der Flora- wechsel und die Schichtenfolge der Moore bedingt durch die physikalischen Eigenschaften des Moostorfes (Wasserführung). 3. In keinem Falle ist die Annahme eines Klimawechsels nötig. C. A. WEBER berücksichtigt bei Behandlung der Frage über einen etwaigen Klimawechsel in postglazialer Zeit nur die 288 Tatsachen, die durch die Erforschung der Moore Norddeutschlands festgestellt worden sind. Zur Begründung seiner Meinung be- handelt er zuerst den Aufbau der Moore und die Umstände, die aufseine Gestaltung in Einzelfällen von Einfluß gewesen sind. Durch die allmähliche Aufhöhung des aus abgestorbenen Pilanzenmassen sich bildenden Torfes wird die Lage seiner Oberfläche zum Spiegel des den Boden bedeckenden Wassers geändert, sodaß sich das Moor über denselben erhebt. Daher müssen sich während der Mooranhäufung auch unter gleich- bleibenden klimatischen Bedingungen an derselben Stelle ver- schiedene Pflanzenvereine nacheinander ablösen, die in ihren Beziehungen zum Wasser als limnische, telmatısche, semi- terrestrische und terrestrische zu bezeichnen sind. Gleichzeitig erfolgt eine stetige Veränderung in dem Ge- halte des sich anhäufenden Moorbodens an mineralischen Pflanzennährstoffen. Bei der fortdauernden Aufhöhung des Torfes werden die Pflanzen mehr und mehr von der Zufuhr des fruchtbaren Grundwassers abgeschnitten und sind schließlich auf den atmosphärischen Staub und die wäßrigen Niederschläge allein angewiesen. Die Ansprüche der Pflanzenvereine an den Nährstoffgehalt sind verschieden groß, so daß man sie als eu-, meso- und oligotraphente bezeichnen kann. Je günstiger die Nahrungszufuhr, um so rascher die Aufhäufung der Pflanzenreste und die Änderung der Wasserverhältnisse. Verschiedenheiten in der Menge und Art der Nahrungs- zufuhr und der Feuchtigkeitsverhältnisse in verschiedenen Bezirken können bei beständig sich gleichbleibendem Klima einen sehr wechselvollen Aufbau der Moore in vertikaler und horizontaler Richtung hervorrufen. Natürliche Vorgänge oder künstliche Eingriffe, die die Lage der Torfoberfläche zum Wasserspiegel verändern, pflegen den Aufbau der Torfmoore noch weit komplizierter zu gestalten. Trotzdem gibt es im ausgedehnten Flachlande eine Menge von Mooren mit ungestörtem normalen Aufbau, und diese sind für die Untersuchung geeignet, ob ein Wechsel des Klimas in ihrem Aufbau zu erkennen ist. Die ältesten norddeutschen Moore, wenn sie aus einem Gewässer hervorgegangen sind und sich bis zur Bildung des Hochmoors entwickelt haben, zeigen folgenden Aufbau: (S. 290). Diese Aufeinanderfolge zeigt naturgemäß Abweichungen, wenn das Moor nicht aus einem verlandenden Gewässer hervor- gegangen ist. In den großen Mooren können die ältesten Bildungen bald limnische, bald telmatische, bald semiterre- strische oder terrestrische sein. Sn In den einzelnen Schichten des Profils können die Pflanzen- vereine durch andere ersetzt sein. So kann die Schicht 7 in dem schematischen Profil aus Cladietumtorf, die Schicht 6 aus Caricetumtorf oder Hypnetumtorf, die Schicht 4 aus Polytrichum- torf, Hypnetumtorf und noch anderen Arten bestehen. Oft sind die ältesten Moore, die an ihrem Grunde noch die Reste einer typischen Glazialflora umschließen, nicht bis zur Bildung der Sphagnumtorfschicht vorgeschritten, was sich fast immer aus den örtlichen Verhältnissen erklären läßt. WEBER ist der Ansicht, daß die Föhrenstubbenlage des Profils keinen irgendwie zwingenden Beweis für eine trockne Säkularperiode zur Zeit ihres Entstehens bildet, sondern daß die Aufeinanderfolge von Alnetumtorf, Föhrenstubbenlage und Sphagnetumtorf mit oder ohne telmatische Unterlage nur ein gleichmäßig feuchtes Klima voraussetzt. Diese verschiedenen Pflanzenvereine bilden eigentümliche voneinander deutlich zu unterscheidende Torfarten, deren Übereinanderschichtung sich unter nicht wechselnden klimatischen Verhältnissen vollzieht. Dagegen scheint der Grenzhorizont zwischen dem älteren und Jüngeren Sphagnumtorf eine Trockenperiode anzudeuten. Den Beweis dafür sieht WEBER in der verschiedenen Ausbildung des älteren und jüngeren Sphagnumtorfes trotz gleichartigen Ursprungs. Die Farbe des älteren Sphagnum- torfes ist stets dunkel- bis schwarzbraun, und die Sphagnen sind sehr stark vertorft, so daß ihre Blätter häufig in homogenes, strukturloses, gallertiges Ulmin umgewandelt sind. Der jüngere or besitzt eine mehr oder minder hellbraune Farbe. Er ist sehr leicht, locker und wenig zersetzt. Die beiden Sphagnumtorfarten sind scharf gegeneinander abgegrenzt, und die Oberkante des älteren Sphagnumtorfes zeigt in der Regel reichliche Einlagerungen von KEriophorum vaginatum, Heide- sträuchern und gelegentlich auch von Birken und Föhren, so daß sie häufig eine besondere Torfschicht bildet. Die Unter- kante des jüngeren Sphagnumtorfes ist oft durch einen raschen Wechsel von dünnen Lagen von Sphagnen und Bultlagen mit Heide- sträuchern und Wollgräsern ausgezeichnet. Die Sphagnen, meist der Cuspidatum-Reihe angehörig, bevorzugen nebst Scheuchzeria palustris, die eingestreut vorkommt, die nassesten Standorte. Gegen Ende der Bildung des älteren Sphagnumtorfes überzog sich das Moor mit einem dichten Rasen von Eriophorum vagi- natum mit mehr oder weniger reichlicher Beimischung von Heide, eine Vegetation, die auf den Eintritt eines trockneren Klimas hinweist. Dafür spricht auch die Zersetzung des älteren Sphagnumtorfes durch das Eindringen sauerstoffhaltigen Wassers Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 19 290 Schematisches Profil eines norddeutschen Moores mit abgeschlossener Entwicklung. Unter Andeutung des Mächtigkeitsverhältnisses der Schichten bei ungefähr 7 m Gesamtmächtigkeit. ( 1. Jüngerer Sphagnumtorf (Sphagnetumtorf). Oligotrophe Torfbildungen [20 — — << — Ze Mesotrophe Torfbildungen = © en eo ak Se re =.o Su z e5 Be Semi- terrestrische Scheuchzerieto-Sphagnetumtorf. | Telma srne oz | _semiterrestr. 2. Grenzhorizont: Eriophoretumtorf, ae Terrstche aus E. vaginatum, Callunetumtorf usw. 2 3. Älterer Sphagnumtorf (Sphagnetumtorf) Semi- terrestrische Telmatische oder Semiterrestr. | Scheuchzerietumtorf, Cariceto-Sphagnetumtorf od. Eriophoretumtorf aus E. vaginatum usw. . Pineto-Betuletumtorf (Föhren- u. Birkenwald- torf), oben meist mit einer Lage von Föhren- stubben, darunter oft 1 bis 2 Brandlagen. \ J = Terrestrische | 6. Alnetumtorf (Bruchwaldtorf). Semi- terrestrische 7. Phragmitetumtorf, Schilftorf. Telmatische 8. Torfmudde. 9. Lebermudde. Limnische 10. Kalkmudde. Bildung 11. Tonmudde. 12. Diluvialboden. Ne uadunpjıg euosıyenbw 291 bei gelegentlichen Niederschlägen, ein Prozeß, der eine lange Zeit erfordert haben dürfte, und wobei die im älteren Sphagnum- torf mehrfach vorkommenden Brandlagen das Eindringen des Wassers hemmten. Nach der Trockenperiode trat eine Zeit starker Niederschläge ein, die mit kurzen Trockenperioden wechselten, wie dies die Bultlagen über dem Grenzhorizont be- weisen, und ein gleichmäßig feuchtes Klima begünstigte sodann die Bildung des jüngeren Sphagnumtorfes. WEBER faßt die Ergebnisse seiner Untersuchungen dahin zusammen, daß seit dem Milderwerden des Klimas nach der letzten Eiszeit bis zur Bildung des älteren Sphagnumtorfes keine Andeutungen eines Klimawechsels sich erkennen lassen, daß dagegen die Sphagnumtorfbildung durch eine hinreichend deutlich ausgeprägte säkulare warme Trockenperiode unter- brochen wurde, die dem Grenzhorizonte entspricht. Er ist jetzt geneigt, die Entstehung des Grenztorfes nach der Litorina- senkung ungefähr am Ende der jüngeren Steinzeit anzunehmen. J. STOLLER gibt eine kritische Erörterung der Beziehungen der nordwestdeutschen Moore zum nacheiszeitlichen Klima. Die ältesten pflanzenführenden Ablagerungen sind glaziale Süß- wassertone, die sich um die Süd- und Westküste der Ostsee gruppieren. In ihnen ist eine Tundrenflora nachgewiesen, für die das Fehlen jeglichen Baumwuchses charakteristisch ist. An manchen Stellen läßt sich ein unterer Horizont mit Dryas octopetala und Salix polaris und ein oberer Horizont mit Salix phylieifolia und Salix reticulata neben Dryas octopetala unter- scheiden. Betula nana kommt in beiden Horizonten und auch in jüngeren Schichten vor, ist daher nicht als Leitpflanze zu wählen. Diese Periode der Florenentwicklung wird überein- stimmend in Skandinavien und Norddeutschland als Dryas- periode bezeichnet. Wasserpflanzen sind in dieser Periode selten, doch treten namentlich im oberen Horizonte Potamogeton- Arten auf. Dazu gesellen sich Myriophyllum spicatum, Hippuris vulgaris und Batrachium aquatile confervoides. Für die Erkenntnis der weiteren Entwicklung der nord- westdeutschen Flora ist man ausschließlich auf das Studium der Moore angewiesen, die ohne Rücksichtnahme auf die Art ihrer Entstehung sich in ältere und! jüngere Moore einteilen lassen. Die ältesten Schichten der ersten Gruppe reichen bis auf die Zeit zurück, die der Dryasperiode unmittelbar folgte. Sie bestehen aus Faulschlammbildungen, die in stehendem, ver- hältnismäßig tiefem Wasser zum Absatz gelangten, und aus 19# 2932 Moorbildungen. Letztere entstanden teils in seichtem Wasser als Sumpftorf, teils in flachen feuchten Niederungen als Rasen- torf oder Waldtorf. Über diesen ältesten Schichten erfolgte die Weiterentwicklung des Moores bis zur Gegenwart in einem Falle als Flachmoortorf, im anderen als Hochmoortorf oder als Flachmoortorf und darüber Hochmoortorf. In den westdeutschen Hochmooren läßt sich ein älterer stark zersetzter und ein jüngerer wenig zersetzter Sphag- netumtorf unterscheiden, die häufig durch eine erdig-mulmige Grenztorfschicht voneinander getrennt sind. Als klimatische Indikatoren kommen bei der Untersuchung der Moore nicht die Moorpflanzen, sondern die Pflanzen des festen Landes und namentlich die Baumgewächse auf dem: Moore und am Rande in Betracht. Vorzugsweise gelingt der Nachweis der anemophilen Bäume, deren Pollen vom Winde weithin entführt werden können. Die ältesten Schichten führen reichlich Pollen und Holz- reste von Betula alba und Pinus silvestris, so daß im nordwest- lichen Deutschland auf die Dryasperiode ohne Zwischenschaltung der Birke und Zitterpappel eine Birken-Kiefern-Periode folgte. Sie blieben die einzigen Waldbildner im älteren Sphag- netumtorf bis dicht unter dem Horizont des Grenztorfes. Die alten Flachmoore zeigen auch nur Reste der Birke und z. T. der Föhre. Dazu gesellen sich Fopulus tremula und Salix caprea. Von torfbildenden Sumpfpflanzen treten Phragmites communis und NMenyanthes trifoliata sehr früh auf. Unter den Wasserpflanzen nehmen die Potameen rasch an Artenzahl zu, ebenso gewinnen Nuphar luteum und Nymphaea alba bald an räumlicher Ausdehnung. In der Nähe des Grenztorfes treten gleichzeitig auf: Corylıs avellana, (Quercus pedunculata und Almus glutinosa. Die Eiche wird der herrschende Waldbaum ohne daß Birke und Kiefer verschwinden. Dieselbe Erscheinung bieten auch die alten Flachmoore. Charakteristische Vertreter der Sumpfflora der Eichen- periode sind Cladium Mariscus, Carex Pseudo-Cyperus und Ly- copus europaeus. An Wasserpflanzen treten auf: Ceratophyllum demersum, (€. submersum und Najas major. Trapa natans gehört einem jüngeren Abschnitte der Eichenperiode an. Gleichaltrig mit dem Grenztorf der älteren Hochmoore sind Waldtorflager im Küstengebiete der Nordsee und submarine Torflager. Die über dem Grenztorf liegenden Schichten bestehen entweder aus Hochmoortorf, dem jüngeren Sphagnetumtorf, oder es treten in den hangenden Schichten der alten Flach- 293 moore Übergangsbildungen vom Flachmoor- zum Hochmoortorf auf. Verhältnismäßig früh zeigt sich die Buche (Fagus silvatica), als Eichen und Erlen noch lange die herrschenden Waldbäume waren. Da in den jüngeren Torfschichten die Erle neben der Buche sehr häufig auftritt, will Sroruer diese Periode als Erlen-Buchen-Periode bezeichnen. Die jüngeren Moore fallen ihrer Bildungszeit nach in den Zeitabschnitt, der der Bildung des Grenztorfes unmittelbar folgte. An ihrer Basis treten neben Birke und Kiefer Hasel, Linde, Eiche und Erle auf. Diese Gruppe umfaßt die Flach- moore in den alluvialen Talböden der Flüsse, einige Zwischen- moore und kleinere Hochmoore im Gebiete des Höhendiluviums. Die Fichte ist mit Buche und Erle zusammen .rasch nach Norden vorgedrungen, konnte sich aber im größten Teile des Gebietes nicht halten und mußte weit nach Süden zurückweichen. Bei einem Vergleich der florengeschichtlichen Perioden Nordwestdeutschlands mit den geologischen Zeitabschnitten des Balticums kommt StoLLEr zu folgenden Ergebnissen: Die Dryasablagerungen finden sich nur im nördlichen Teile des Gebietes, in Schleswig-Holstein, Lübeck, Lauenburg und Mecklenburg und reichen südwärts nicht über den Gürtel der Hauptendmoränen der letzten Vergletscherung hinaus. In den südlicher gelegenen Teilen Nordwestdeutschlands herrschte ‚damals eine Steppenperiode mit starker Dünenbildung, eine Annahme, die das Fehlen der Dryasflora und der Sumpf- und Moorflora hier gegen Ende der Eiszeit erklären soll. Die ältesten Schichten der älteren Moore parallelisiert STOLLER mit dem oberen Dryashorizont, so daß demnach die Dryasperiode sich mit der Birken-Kiefern-Periode decken würde. Die Eichen- periode fällt zusammen mit dem letzten Abschnitte der An- cyluszeit und dem Beginn der Litorinazeit:e. Im südlichen Teile tritt die Eiche früher auf, wahrscheinlich bereits im Be- ginn der Ancylusperiode. Die Buche gelangte mit der Erle in Nordwestdeutschland. erst um die Mitte der Litorinazeit zur ‚Herrschaft. Da die am Ende der Ancyluszeit eingetretene Trockenperiode einen bezeichnenden Abschnitt in der Ent- wicklung der nordwestdeutschen Moore bildet, empfiehlt STOLLER folgende Parallelisierung: | Yoldiazeit + Ancyluszeit — Altalluvium, Litorinazeit + Jetztzeit — Jungalluvium. Das Klima der Nacheiszeit, das durch Temperatur und Feuchtigkeit zum Ausdruck kommt, läßt sich aus den ‚Pflanzenvereinen der Moore und ihren Vegetationsbedingungen ableiten. Die Zeit der ältesten Dryasablagerungen war nicht arktisch, da die in jenen Schichten vorkommenden Wasser- pflanzen 'eine Julitemperatur von ca. 6°C und zur Samenreife eine Vegetationszeit von 4—5 Monaten mit einer Temperatur von wenigstens 3°C bedürfen. Die Temperaturverhältnisse verbesserten sich rasch, und für den Beginn der Birken-Kiefern- Periode war eine mittlere Temperatur von mindestens 8°C in den Monaten Mai bis September und in dem gleichen Zeitraum für den Beginn der Eichenperiode 12—13°C und für den Be- ginn der Erlen-Buchen-Periode wenigstens 17°C erforderlich. Für einen kurzen Kälterückschlag im Beginn der Birken- Kiefern-Periode, wie er in Dänemark durch HArTrz nachgewiesen worden ist, ergeben sich in Nordwestdeutschland keine An- haltspunkte. Das aus dem ehemaligen und jetzigen Verbreitungsgebiete der Hasel in Schweden von G. ANDERSSON zur Zeit des höchsten Standes des Litorinameeres um wenigstens 2,400 wärmere Klima als das heutige braucht nach STOLLER nicht zugleich mit einer Wärmesteigerung in Nordwestdeutschland verbunden gewesen zu sein, sondern ist möglicherweise als eine lokale Erscheinung anzusehen. Was die Feuchtigkeitsverhältnisse anlangt, so lassen sich aus dem Aufbau der älteren Hochmoore zwei langandauernde feuchte Perioden für die Bildung des älteren und jüngeren Sphagnetumtorfes und eine kurze Trockenperiode für die Bildung des sie trennenden Grenztorfes ableiten. Unter Berück- sichtigung der trocknen Dryaszeit ist also im nacheiszeitlichen Klima ein zweimaliger Wechsel von ; trocknen und feuchten Perioden eingetreten. Die Stubbenlager treten nicht in be- stimmten Horizonten auf und bieten kein Mittel, daraus klima- tische Perioden abzuleiten. STOLLER kommt durch seine Untersuchungen zu folgenden Ergebnissen: 1. Die Zeit des Abschmelzens des Landeises mit kaltem und trocknem Klima war in Nordwestdeutschland ver- hältnismäßig kurz. Pflanzengeschichtlich ist diese Zeit im süd- lichen Teil dieses Gebietes als ;Steppenperiode (mit starker Dünenbildung), im Norden, dem Küstengebiet der Ostsee, als Dryasperiode gekennzeichnet. Sie fällt mit einem Teil, viel- leicht der ersten Hälfte der Yoldiazeit zusammen. 2. Die Birken-Kiefern-Periode Norddeutschlands mit feuchtem, anfänglich kühlem Klima entspricht ungefähr der zweiten Hälfte der Yoldiazeit und der ersten Hälfte der An- cyluszeit, in der die Eiche schon siegreich vordringt, so daß sie am Ende der Periode der herrschende Waldbaum ist. 29 3. Die Eichenperiode mit einem warmen und verhält- nismäßig trocknen Klima (Zeit der Grenztorfbildung) umfaßt ungefähr die zweite Hälfte der Ancyluszeit und den Anfang der Litorinazeit. 4. Die Erlen-Buchen-Periode mit feucht-warmem Klima herrschte in Nordwestdeutschland schon zur mittleren Lito- rinazeit. P. GRAEBNER führt aus, daß die Pflanzendecke außerordentlich stark auf nur verhältnismäßig geringfügige Änderungen des Klimas reagiert, seien es auch nicht einmal schärfer ein- schneidende Veränderungen der Temperäturen, sondern nur Schwankungen der durchschnittlichen jährlichen Niederschlags- menge. Geringe und allmählich sich abstufende klimatische Verschiedenheiten im Osten und Westen Norddeutschlands sind imstande, für zahlreiche Pflanzenarten eine scharfe und konstante Grenze zu ziehen. Keine Gebirge stören hier die Gleichmäßig- keit der klimatischen Abstufung, und die Pflanzenwanderung findet nach allen Richtungen hin keine nennenswerten mecha- nischen Hindernisse. Die von. Südost vorstoßenden binnen- ländischen, an ein kontinentales Klima gewöhnten Pflanzen- typen erreichen je nach der Empfindlichkeit der einzelnen Arten gegen das feuchtere atlantische Klima parallele Grenzen und in gleicher Weise die entgegengesetzt vordringenden nord- westlichen atlantischen Typen des maritimen Klimas. Die Pflanzenarten . besitzen eine Grenze der kompakten Ver- breitung, dann folgen einzelne hier und da vorgeschobene Posten der Standorte, und nicht allzuweit von der Grenze der kompakten liest die absolute Grenze der Verbreitung. Die vorgeschobenen Posten werden oft als Relikte aus einer Zeit angesehen, in der die Pflanze eine größere Ver- breitung besessen haben soll. GRAEBNER ist dagegen der An- sicht, daß im norddeutschen Flachlande unter den von Ost nach West wenig veränderten Vegetationsbedingungen bei dem Eintritt einer Klimaänderung die sich zurückziehende Pflanzen- genossenschaft infolge der großen Empfindlichkeit der Ge- wächse gegen klimatische Faktoren aus dem für sie ungünstig werdenden Teile völlig verschwinden muß. Die. vorgeschobenen Posten der binnenländischen pontischen oder pannonischen einerseits und die der atlantischen Pflanzen- typen andererseits als Relikte anzusehen, lehnt: GRAEBNER ent- schieden ab. Wenn man die auf Hochmooren lebenden nordisch- atlantischen oder nordischen Formen als Überbleibsel der Eis- zeit auffaßt, die sich dort erhalten konnten, weil die Moore zu 296 den kalten Formationen gehören, so kann nach GRAEBNERS An- sicht eine irgendwie stärkere Schwankung der klimatischen Verhältnisse im norddeutschen Flachlande seit dem völligen Rückzuge des Inlandeises nicht mehr erfolgt sein. Die Pflanzenvereine des Wasser und der Moore sind für die.Beurteilung der klimatischen und Vegetationsver- hältnisse früherer Perioden verwendet worden. Während die Vegetation der Gewässer bei geringeren klimatischen Unter- schieden keine wesentlichen Verschiedenheiten aufweist, sind die Hochmoore, da sie nur von den Niederschlägen leben, für diese Frage von größerer Bedeutung. Moore mit wachsendem Sphag- num können nur da entstehen, wo die Niederschläge für seine Ernährung groß genug sind. lm norddeutschen Flachlande findet sich eine Abnahme der Hochmoorbildung von Nordwesten nach dem trockenen Südosten und der Rückzug der Hochmoorbildung in den trockneren Teilen in die Wälder. Die normale Schichtenfolge, daß sich auf einem Wiesen- bzw. Niedermoor oder auf dem gewachsenen Boden das Hoch- moor aufbaut, kann durch verschiedene Faktoren gestört werden, ohne daß eine Änderung der klimatischen Verhältnisse ein- getreten ist. Hierher gehören Änderungen des Grundwasser- standes infolge der Erosion des fließenden Wassers und dadurch bedingte Veränderungen des Gefälles, Anstau von Wasser durch die Ablagerungen de: Bäche und seitlicher Durchbruch ger Gewässer durch die erhöhten Ränder der Flüsse. Die zahlreichen Wurzeln oder zugespitzten an: im Liegenden der Hochmoore beweisen eine Einwanderung des Torfmooses in die Wälder, indem es sich entweder selbständig in den feuchten Wäldern ansiedelt und die Bäume zum Ab- sterben bringt, oder indem das Hochmoor seitlich in niedriger gelegene Wälder eindringt. Wo das Sphagnum im Schutz der Bäume in dichten Polstern wächst, findet sich zuweilen eine Wechsellagerung von Moos- und Wurzelschichten im Torf, ent- standen durch den gegenseitigen Kampf der Bäume mit dem Moose, je nachdem die biologischen Verhältnisse ihr Absterben oder ihre EntwickInng begünstigten. Die dem Torfmoose beigemischten höheren Pflanzen zeigen sich in ihrem Verhalten zum Moose sehr schwankend, so daß schon wenige trockene Sommer wesentliche Verschiebungen be- wirken können. Besonders zeigen die Randpartien der Hoch- moore infolge stärkerer Verdunstung und Wasserableitung eine reichliche Bedeckung mit Kräutern und Sträuchern. Auch natürliche Moorausbrüche, die ein Einsinken der Moormitte veranlassen, können die Besiedlung mit Bäumen und Sträuchern bewirken. Beim natürlichen Wechsel der Vegetationsformation spielt auch die Bodenmüdigkeit eine große Rolle, da die Erfahrung zeigt, daß die Krautgewächse aus diesem Grunde radial von ihren Standorten aus wandern. In der Literatur wird nicht selten aus einfachen Schichtenfolgen auf eine Änderung der klimatischen Verhältnisse geschlossen, die sich jedoch als Vege- tationsänderungen zu erkennen geben, die durch die oben an- geführten Faktoren hervorgerufen worden sind. H. Mexzeı beurteilt die Klimaänderungen im nördlichen Deutschland seit der letzten Eiszeit auf Grund der in den Ab- lagerungen sich findenden Binnenmollusken. Da ihr Schalen- bau von den biologischen Verhältnissen und diese wieder stark vom Klima beeinflußt werden, so kann man eine Wechsel- beziehung zwischen dem Vorkommen einzelner Conchylienarten und den Klimaverhältnissen annehmen. Nachdem bereits E. vox MARTENS erkannt hatte, daß für die Verbreitung der Schnecken die Sommertemperatur weit wichtiger ist als das Jahresmittel, hat A. C. Jonansen in Kopen- hagen 1904 in Übereinstimmuug damit das Gesetz ausgesprochen, daß dienördlichsten Verbreitungsgrenzen der Mollusken ziemlich genau mit dem Verlauf der Juli-Isothermen übereinstimmen. Indem er nun die niedrigste Julitemperatur berechnet, unter der jede einzelne Art noch leben und sich fortpflanzen kann, sucht er aus diesen Zahlen unter Zugrundelegung der gefundenen Mollusken die klimatischen Verhältnisse der geologischen Ab- schnitte des Quartärs nach Wärmegraden festzustellen. Obwohl die Arbeit JoHANSEns wegen verschiedener von MENZEL angegebener Mängel nicht ausreicht, um seine Zusammenstellungen einwands- frei zu henutzen, so hat er doch den Weg gewiesen, um eine Lösung der Frage nach den klimatischen Verhältnissen und Anderungen in der geologischen Vergangenheit herbeizuführen. H. MEnzEL versucht aus verschiedenen fossilführenden Ab- lagerungen der letzten Glazial- und Postglazialzeit im nördlichen Deutschland, die teils von anderen, teils von ihm selbst be- arbeitet worden sind, die klimatischen Verhältnisse seit dem Höhepunkt der letzten Vereisung abzuleiten. 1. Die glazialen Süßwassermolluskenfaunen bei Lübeck, über die Struck und Frırprich berichtet haben, finden sich im Sandrgebiet, im Talsand und im Talton. Sie siedelten sich gleichzeitig mit einer arktischen Flora in dem eisfrei gewordenen Gebiete beim Zurückschmelzen der letzten Inlandeisdecke an 298 und wurden z. T. bei kurzem Vorrücken des Eisrandes noch- mals mit kiesigem Sand überschüttet. Von den aus dem Tal- ton stammenden Pflanzen sind Saliv polaris, Betula nana und Dryas octopetala bezeichnend für ein arktisches Klima. Die Mollusken bilden eine eigenartige Mischfauna. Die Mehrzahl der Arten besitzt eine weite Verbreitung bis in die arktische Region hinein. Sphaerium duplicatum ist eine hoch- alpine Art, während Pisidium supinum, Anodonta mutabilis und Unio nicht in der arktischen Region im Norden bekannt sind. Das Vorkommen der Anodonta erklärt MEnzeL durch die An- nahme, daß sie in Gewässern weiter südlich häufig war, und daß ihre Brut ständig von den nach Norden fließenden Flüssen mitgeführt wurde und in den Wasserbecken vor dem Eisrande üppige Pflanzennahrung fand. Von Säugetieren fanden sich Ren und Riesenhirsch. 2. Ein Gegenstück zu den jungglazialen fossilführenden Ablagerungen in Lübeck bilden fossilreiche Bänke mit Pflanzen- resten und Binnenconchylien, die in Ostpreußen bei Orlowen, in den Einschnitten der Eisenbahnneubaustrecke Kruglanken- Marggrabowa und an anderen Orten als Einlagerungen im Ge- schiebemergel der letzten Vereisung vorkommeu. Das zahl reiche Vorkommen von Planorbis arcticus stempelt die Ab- lagerung zu einer arktischen. Daneben finden sich wie in Lübeck Anodonten. Die Pflanzen und Tiere besiedelten das Randgebiet des abschmelzenden Inlandeises, und ihre Wohn- plätze wurden bei Oszillationen wieder vom Eise bedeckt. 3. Die von RAnGE 1903 beschriebenen Dryastone von Nusse und Sprenge aus der näheren und weiteren Umgebung von Lübeck bezeichnet MEnzEL als spätglazial und unterscheidet sie von älteren dryasführenden Ablagerungen der Lübecker Gegend und in Holstein, die der Jungglazialzeit angehören. Die in Sprenge in den Dryaston-Vorkommen aufgefundene Conchylienfauna zeigt kein arktisches Gepräge. 4. In dem von SrEUSLOFF 1907 untersuchten flachen Moor- becken von Bärenbruch bei Güstrow treten in der Entwicklung der Öonchylienfauna 3 Stufen hervor, die mit den petrographischen Unterschieden des Profils zusammenfallen. Den Boden der fossilienführenden Ablagerungen bilden Glazialablagerungen der letzten Eiszeit. Darauf folgen tonige Feinsande, für die die hochalpine und arktische Vertigo parcedentata Aı. Br. var. Generi PrpL. sowie die heute erloschene und fast nur in arktischer Gesellschaft auftretende Suceinea Schumacheri und ferner der in subarktischen Gebieten verbreitete Planorbis Stroemi bezeichnend sind. Dieser Horizont entspricht den Sera: 299 Dryas-Schichten und wird überlagert durch Wiesenkalk, dem Vertigo fehlt, während Planorbis Stroemi und Valvata antiqua zahlreich darin auftreten. Die Fauna ist subarktisch. In dem obersten Horizonte, der Moorerde, fehlen alle arktischen und subarktischen Arten. 5. Der Kalktuff am Windebyer Noor bei Eckernförde wird von Torf überlagert, der teilweise unter einem Kjökken- mödding mit Ostrea und Litorina liegt. Den obersten Schichten des Kalktuffs und dem Torf ist die Fauna des Litorinameeres beigemengt. In dem Kalktuff treten neben anderen Formen von weiterer Verbreitung folgende arktische und subarktische Conchylien auf: Pupa turritella, P. Krauseana, Vertigo parce- dentata, V. Krauseana, V. substriata und Succinea Schumacheri. Der Kalktuff enthält eine Mischfauna von hochalpinen und hocharktischen mit südlicheren Arten. Seine Bildung fällt in die gesamte Zeit zwischen der letzten Vereisung und dem Be- ginne der Litorinazeit. Die hocharktischen Arten wie Pupa parcedentata und Krauseana gehören der Dryaszeit, Pupa turri- tella und substriatu lassen auf subarktische Verhältnisse, also Ancyluszeit schließen, während die Einwanderung der süd- licheren Formen vielleicht ans Ende der Ancyluszeit oder den Beginn der Litorinazeit zu setzen ist. 6. Die spät- und postglazialen Conchylienfaunen in Ost- preußen finden sich in Decktonen, Terrassen, Wiesenkalken und Quellmooren. Der durch Hess von WICHDORFF nachge- wiesene conchylienführende Deckton von Klein-Schwalg ent- hält Anodonten, Pisidien und Planorbis arcticus. Er entspricht nach MEnzEıL den spätglazialen Dryastonen von Lübeck. Die Fauna der Terrassen an den masurischen Seen ist anscheinend jünger als der Dryashorizont. Charakteristisch ist für sie Planorbis Stroemi, so daß sie hierdurch sowie durch ihre übrige Zusammensetzung mit der Fauna der höheren Schichten des Wiesenkalkes vom Bärenbruch übereinstimmt. Ein Wiesenkalk auf einer Terrasse zeigt uns eine Fauna des gemäßigten Klimas. Die Quellmoore Masurens zeigen eine interessante Landschneckenfauna. Ihre Entstehung geht nicht bis in den Beginn der Alluvial- oder Postglazialzeit zurück. Unter den Arten ist bemerkenswert Helix bidens, eine mehr osteuropäische Art, diesichin Kalktuffen desöstlichen Deutschlands häufigerfindet. 7. Die Wiesenkalk- und die sie überlagernden verschiedenen Torfablagerungen an der Müritz sind durch STEUSLOFF schichtweise auf ihren Pflanzen- und Conchylieninhalt unter- sucht worden. In den Wiesenkalken und kalkigen Torfen 300 fanden sich Pollen von Pinus, Corylus, Tilia und (Quercus. Von den Conchylien sind charakteristisch Bythinia tentaculata und : Planorbis marginatus. 8. Aus Hinterpommern liegen Untersuchungen über die Conchylienführung von Wiesenkalk und Moormergel vor. Ein Wiesenkalk bei Gülz im Kreise Köslin enthielt unter anderen Planorbis Stroemi. Ein anderes Wiesenkalklager von Bonin südöstlich von Köslin zeigte in den oberen Lagen Paludina vivipara, Planorbis corneus und große Limnäen. Etwas tiefer herrschten Planorbis marginatus und Bythinia tentaculata vor, doch gingen beide auch weiter nach oben. Planorbis Stroemi, Valvata antiqua und große Anodonten kommen nur in den tiefsten Schichten vor. Im Moormergel bei Woitfick im Pyritzer Weizacker- gebiete zeigten die allerobersten Schichten als ganz junge Einwanderer Helix pomatia, H. ericetorum, Chondrula tridens und Dreissena polymorpha. Einer etwas älteren Stufe gehören Planorbis corneus und Paludina vivipara an, während im tiefsten Horizont Bythinia tentaculata und Planorbis umbilicatus sich vor- wiegend finden. Nach einer eingehenden Beerundung der Gliederung der Spät- und Postglazialzeit (Tabelle S. 263) auf Grund der Binnen- mollusken gibt MExzEr für den nördlichen Teil des norddeutschen Flachlandes nachstehende Zuammenfassung seiner Resultate: I. Zone der arktischen Oonchylien. Diese enthalten als leitende Formen: Planorbis arcticus BECK Sphaerium duplicatum OL&ss. Pupa (columella) v. MART. „ . twritella WEST. Vertigo parcedentata AL. Br. 5 arctica WALLENB. Succinea Schumacheri ANDR. . Die Ablagerungen dieser Zone liegen entweder in glazialen Ablagerungen eingebettet und sind während einer Interstadial- zeit entstanden, oder sie liegen unmittelbar über den Glazial- ablagerungen an der Basis der Alluvialschichten. An Pflanzenresten finden sich in ihrer Gesellschaft die Pflanzen der Dryaszeit. Ihre obere Abteilung fällt zusammen mit der Yoldiazeit. Zur Zeit ihrer Ablagerung herrschte ein Klima, das dem arktischen ähnlich, aber in verschiedenen Punkten etwas modi- fiziert war. 301 II. Zone des Planorbis Stroemi. Leitende Formen: Planorbis Stroemi West. Valvata antiqua Sow. Es fehlt Bythinia tentaculata und Plan. umbilicatus. An Pflanzen treten Birke und Kiefer auf. Die Zone fällt etwa mit der Ancyluszeit zusammen, doch scheint sie etwas eher zu endigen. Das Klima ist ein subarktisches. IlI. Zone. des Planorbis umbilicatus und der Bythinia tentaculata. Leitende Formen: Bythinia tentaculata L. Planorbis umbilicatus MÜLL. Es fehlt Plan. Stroemi W. und Plan. corneus L. Daneben stellen sich ein: Patula rotundata MÜLL. Helix bidens CHEM. Acme polita HArTM. u. a. An Pflanzen finden sich Eiche und Linde. Diese Zone fällt mit der Litorinazeit zusammen, geht aber vielleicht nach oben noch etwas weiter. Das Klima ist ein gemäßigtes, etwa entsprechend dem heutigen. Das plötzliche Auftreten der Patula rotundata und Helix bidens zu Beginn dieser Zone deutet vielleicht auf eine kurze boreale Phase hin. IV. Die Zone mit Planorbis corneus und Paludina vivipara. Leitende Formen: Planorbis corneus L. Paludina contecta MÜLL. Paludina fasciata MÜLL. Große Limnäen. | Der Beginn der Zone fällt in die Zeit der Anwesenheit der Buche. Das Klima war gemäßigt, vielleicht etwas feuchter als. jetzt. V. Die Zone der Dreissena polymorpha und der Helix pomatıa. Leitende Formen: Helix pomatia L. „ : ericetorum MÜLL. „ obvia HarTMm. 302 Chondrula tridens MÜLL. Lithoglyphus naticoides FEv. Dreissena polymorpha PALLAS. Die Zone beginnt zur geschichtlichen Zeit. Das Einwandern der Mollusken ist durch den Menschen begünstigt, deutet aber auf etwas trockneres Klima als vorher. F. WannscHAFFE behandelt die Frage der Klimaänderungen seit der letzten Eiszeit mit Rücksicht auf die im Ostseebecken nachgewiesenen morphologischen Veränderungen und in ihren Beziehungen zur Bildung des Löß, der Dünen und der Hochmoore. = Als sich in der Spätglazialzeit die Absätze des hoch- arktischen Yoldiameeres in Schweden bildeten, lag die deutsche Ostseeküste über dem Meeresspiegel, und es breitete sich hier noch unter dem Einflusse des eiszeitlichen Klimas eine arktische Flora aus, deren charakteristische Pflanzen aus Salix polaris, S. reticulata, Betula nana und Hypnum turgescens gebildet werden. Die Fundorte dieser Pflanzen finden sich meist auf dem Grunde kleiner Torfmoore über der oberen Grundmoräne in West- preußen, Pommern, Mecklenburg und Schleswig-Holstein sowie ın den Dryastonen von Lübeck und seiner Umgebung auf jungglazialem Talton. Diese Flora beweist, daß zunächst eine . rein arktische Vegetation ohne jeden Baumwuchs einwanderte. Inwieweit der am Südrande des norddeutschen Flachlandes auftretende jüngere primäre Löß der Spätglazialzeit oder der letzten Interglazialzeit angehört, läßt sich gegenwärtig noch nicht mit Sicherheit entscheiden, da die Ansichten der Forscher hierüber zum Teil noch auseinandergehen; überwiegend wird er jedoch gegenwärtig für spätglazial gehalten. WAHNSCHAFFE hat den Löß der Magdeburger Börde stets als eine am Schluß der letzten Vereisung entstandene Bildung angesehen. Mit seiner spätglazialen Entstehung würde es im Einklang stehen, daß damals aus meteorologischen Gründen am Rande des sich zurückziehenden Inlandeises trockne und kalte östliche und nordöstliche Winde geweht haben müssen. Der Kalktuff mit der lebend in Grönland nachgewiesenen Limnaea truncatula in der Sudenburg bei Magdeburg, der früher von WAHNSCHAFFE als interglazial aufgefaßt wurde, gehört nach seiner jetzigen Anschauung ebenfalls der Spät- bzw. Postglazialzeit an, da’ er auf der der Abschmelzzeit zugehörigen diluvialen Elbterrasse liegt und von postglazialem Löß bedeckt ist. Anscheinend ist auch die von NEHRInG bei Thiede aufgefundene Tundren- und Steppenfauna dem Jung- bezw. Spätglazial zuzurechnen, 303 doch geht dies aus den neusten Untersuchungen noch nicht mit Sicherheit hervor, weil die dortigen diluvialen Schichten von WIEGERS und KorEn ganz verschieden beurteilt werden. In die Zeit der vorherrschenden Ostwinde verlegt SoLGER die Entstehung der norddeutschen Bogendünen; doch geht er darin fehl, wenn er die ursprüngliche Entstehung der meisten Binnen- landdünen Norddeutschlands auf Ostwinde zurückführen will. da bereits in der Ancyluszeit mit ihrem mehr und mehr ge- mäßigten Klima westliche Winde vorgeherrscht haben werden. Von Bedeutung für die Beurteilung des Klimas der nach- eiszeitlichen Periode sind auch einige Crustaceen, die als Relikten des Yoldiameeres im Madüsee lebend aufgefunden worden sind. Nach der Periode des spätglazialen Yoldiameeres und der gleichzeitigen Dryaszeit trat im westlichen Östseegebiet eine Hebung des Landes ein. Das OÖstseebecken wurde von der Nordsee abgetrennt und in einen Süßwassersee mit Ancylus fluviatilis verwandelt. Da in der Ancylus-Zeit die deutsche Ostseeküste über dem Meeresspiegel lag und später beträchtlich gesenkt wurde, so ist hier die Südgrenze dieses Süßwassersees nicht nachweisbar, sondern liegt unter dem Meeresspiegel. Auf dem Festlande entstanden in Seebecken und Flußläufen Wiesen- mergel und Torfmoore. In letzteren findet man die Reste der Birke und Kiefer. Als charakteristische Säugetiere treten auf: Cervus alces. Cervus euryceros, Bos primigenius, und in den untersten Schichten das Ren zugleich mit altneolithischen menschlichen Artefakten. Die submarinen Moorbildungen der Kieler Förde enthielten nach WEBER schon Eiche und Erle neben Föhre, Weißbirke und Winterlinde. Diese Ablagerungen gehören dem Schluß der Ancyluszeit und dem Beginn der Litorinazeit an, als das Klima bereits wärmer geworden war. Um diese Zeit scheint sich auch die Wassernuss in Westpreußen ausgebreitet zu haben. Nach der Ancyluszeit trat eine beträchtliche Landsenkung ein, so daß das salzreiche Nordseewasser in einem breiten Strome in die Ostsee eintreten und sich Litorina litorea hier ausbreiten konnte. Das Meer überflutete die deutsche Östsee- küste in einer schmalen Zone, und alle Fundorte der Litorina litorea liegen hier unter dem Meeresniveau. | Einen Beweis für die Litorinasenkung erkennt WAHNSCHAFFE in der Fördenküste Schleswig-Holsteins. Die Förden sind gesenkte Seen der formenreichen Grund- und End- moränenlandschaft des mit der Ostsee in unmittelbare Be- rührung tretenden baltischen Höhenrückens, die durch das 304 Meer erweitert und miteinander verbunden worden sind. In gleicher Weise zeigt die Boddenküste Rügens die Folgen dieser postglazialen Senkung. In dieser Zeit war die Eiche noch der herrschende Waldbaum. Das Klima war infolge des aus der Nordsee in die Ostsee eindringenden wärmeren Salzwasser- stromes maritim, daher warm und feucht. In Übereinstimmung mit WEBER glaubt WAHNSCHAFFE zwischen der Bildung des älteren und jüngeren Sphagnetumtorfes der Hochmoore eine Trockenperiode annehmen zu müssen, in der die Grenztorf- schicht entstand. Möglicherweise fällt diese Periode mit der am Ende der Litorinazeit einsetzenden geringen Hebung des Landes zusammen. Durch diese Hebung wurde der Zufluß des salzreichen Nordseewassers in die Ostsee vermindert, und letztere erhielt allmählich den gegenwärtigen Charakter. Diese Periode ist als Myaperiode bezeichnet worden. In ihr breiteten sich auf dem Festlande die Buche, Erle und Fichte aus. Manuskript eingegangen am 24. Februar 1910]. a „ ‚a baiei ie a 1 Sul ra en. . Deutschen Geologischen Gesellschaft. Zeitschrift der (Abhandlungen und Monatsberichte.) Abhandlun gen. 62. Band. IH. Heft. ' Juli, August, September 1910. hd Berlin 1910. J. G. Cotta’sche Buchhandlung Nachfolger | Zweigniederlassung vereinigt mit der Besser’schen Buchhandlung (W.Hertz) | W 35, Schöneberger Ufer 39. Inhalt: Aufsätze S. 305-432. Tafel IV u. V. Deutsche Geologische Gesellschaft. Vorstand für das Jahr 1909 Vorsitzender: Herr RAUFF Schriftführer: Herr BLANCKENHORN ‘ Stellvertretende Vor- | „ BEYSCHLAG „ BELOWSKY sitzende: |» WAHNSCHAFFE » BÄRTLING Schatzmeister: „ ZIMMERMANN » - STREMME Archivar: „ EBERDT Beirat fur das Jahr 1909 Die Herren: CREDNER-Leipzig, DEECKE-Freiburg, JAEKEL-Greifswald, C. ScHMIDT-Basel, Tırrze-Wien, WICHMANN- Utrecht. Die ordentlichen Sitzungen der Gesellschaft finden in Berlin im Gebäude | der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt und Bergakademie, Invalidenstr. 44, abends 7 Uhr in der Regel am ersten Mittwoch jeden Monats statt, die Jahresver- sammlungen in einer Stadt Deutschlands oder Österreichs in den Monaten August bis Oktober. Vorträge für die Monatssitzungen sind Herrn Professor Dr. BLANCKENHORN tunlichst 8Tage vorher anzumelden, Manuskripte von Vorträgen zum Druck spätestens 8 Tage nach dem Vortrage an Herrn Königl. Geologen, Privatdozenten Dr. BÄRTLING einzusenden. | Die Aufnahme geschieht auf Vorschlag dreier Mitglieder durch Erklärung des Vorsitzenden in einer der Versammlungen. Jedes Mitglied zahlt 10 Mark Ein- trittsgeld und einen Jahresbeitrag von 20 Mark. Es erhält dafür die Zeitschrift und die Monatsberichte der Gesellschaft. (Preis im Buchhandel für beide zu- sammen 24 M., für die Monatsberichte allein 10 M.) Die bis zum 1. April nicht eingegangenen Jahresbeiträge werden durch Postauftrag eingezogen. Jedes außerdeutsche Mitglied kann seine Jahresbeiträge durch einmalige Zahlung von 300 Mark ablösen. Reklamationen nicht eingegangener Hefte und Monatsberichte der Zeitschrift können nur innerhalb eimes Jahres nach ihrem Versand berücksichtigt werden. Die Autoren der aufgenommenen Aufsätze, brieflichen Mitteilun- gen und Protokollinotizen sind für den Inhalt allein verantwortlich; sie erhalten 50 Sonderabzüge umsonst, eine gröfsere Zahi gegen Er- stattung der Herstellungskosten. © Zugunsten der Bücherei der Gesellschaft werden die Herren Mitglieder ersucht, Sonderabdrücke ihrer Schriften an den Archivar einzusenden; diese werden in der nächsten Sitzung vorgelegt und, so- weit angängig, besprochen. ° Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende Adressen benutzen: Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift oder den Monatsberichten sowie darauf bezüglichen Schriftwechsel Herrn Königl. Geologen, Privatdozenten Dr. Bärtling, 2. Einsendungen an die Bücherei sowie Reklamationen nicht eingegangener Hefte und Monatsberichte, Anmeldung neuer Mitglieder, Anzeigen von Wohnortsveränderungen, Herrn Sammlungskustos Dr. Eberdt, beide zu Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen Herrn Professor Dr. ‚Blanckenhorn, Halensee b. Berlin, Joachim -Friedrichstr. 57. 4. Sonstige Korrespondenzen an Herrn Professor Dr. Rauff, Berlin N4, Invalidenstr. 44. 9. Die Beiträge sind an die J. G. CorrA’sche Buchhandlung Nachf., Berlin W 35, Schöneberger Ufer 39, durch direkte Übersendung einzuzahlen. ln Inhalt des Ill. Heftes. Aufsätze. 14. E. Prınippi: Über die präoligocäne Landoberflächein Thüringen. iterzus Bar. IV und 22 Textiguren) °. . 2. .....2 2.02.2808 15. M. BLANCKENHORN: Neues zur Geologie Palästinas und des ägyptischen Niltales. (Hierzu Tafel V und 14 Textfiguren) . . 405 (Fortsetzung im nächsten Heft.) 305 14. Über die präoligocäne Landoberfläche in Thüringen. Von Herrn E. PhıLippi T in Jena). (Hierzu Tafel IV und 23 Textfiguren.) Inhaltsverzeichnis. Seite 1. Einleitung. Bisherige Auffassung von der geologischen Ent- wicklung Thüringens. Ihr gegenüberg gestellt die neue, für welche in dieser Arbeit Beweise gefunden werden sollen . - » .°. 306 2. Die präoligocäne Landoberfläche in der Ilmplatte. Ihre Zer- störung im südlichen Teile der Saalplatte. . . . 308 3. Die Hochfläche des Schiefergebirges, keine pri äpermische Abra- sionsfläche, sondern ein DE der präoligocänen Landoberfläche 311 4. Verbreitung der präoligocänen Landoberfläche in Thüringen . 323 a) Thüringisches Schiefergebirge, Frankenwald und Vogtland 324 Br Nordwestlicher Thüringer Wald >... 2... .... 328 c) Der Südostrand des Thüringer Beckens . . . . ......8329 d) Thüringer Zentralbecken . . Be. Bol e) Triasgebiet südwestlich vom Thüringer Male een u Nordeand des Thurmger Beckens . - . . ..... ....882 =) Westrand des Thüringer Beckens... . . .. 2... 2... 334 ea ee 334 i) Kyffhäuser . . . 340 5. Gründe für Erhaltung und Zerstörung der präoligoeänen Land. oberfläche . . DE ee Meer A) 6. Präoligocäne Dislokationen . . ee 340 a) Die ostthüringische Monoklinale Ss weg b) Die Finne-Störung . . .845 c) Die Störungszone Eichenberg- Gotha-Arnstadt-Saalfeld . 351 d) Die nördlichen Randspalten des nordwestl. Thür. Waldes 354 e) Die südlichen Randspalten des Thüringer Waldes . . . 354 f) Die Störungen im De südwestlich vom Thüringer NWaldes-n..; - 399 g) Die Leuchtenburg-Störung“ und das Tannrodaer Gewölbe. Umkehrung des Reliefs. . . 359 h) Die Entwickelungsgeschichte des Thüringer Zentralbeckens - 364 i) Bottendorfer Höhe und Thüringer Grenzplatte in ihren Errdehunsen zur Enne vo. 2 len... are 366 BED euiihausern u ann ne 3, eier Tlarz. .. . 368 7. Genauere Altersbestimmung der prüoligocänen Störungen in Thüringen . . rs N ls 8. Postoligocäne Dislokationen . . 383 9. Die Beziehungen zwischen dem Flußnetz und der präoligoeänen Peneplain . A ee Rene ee! Reimertassung” 2.0. ein. rennen. 408 Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 20 an 1. Einleitung. Das Bild, das Geologen und Geographen vom Bau Thüringens entworfen haben, ist, bei aller Vielgestaltigkeit in den Einzel- heiten, in großen Zügen ein ziemlich einfaches; das wesentlichste läßt sich in wenigen Sätzen wiedergeben. Thüringer Wald und Harz bilden nach der herrschenden Anschauung zwei Horste, zwischen denen während der Tertiärperiode das Thüringer Becken zur Tiefe gesunken ist. Da die Denudation in höher gelegenen Gebieten intensiver arbeitet, als in tieferen, so treffen wir die jüngeren Gesteine im Thüringer Becken, die älteren auf den Horsten an; hier sind die mesozoischen Gesteine fast vollständig abgetragen worden, es tritt daher entweder das flachgelagerte Rotliegende oder das alte, stark gefaltete Schiefergebirge zu- tage, das den Rumpf eines im Oarbon- aufgerichteten Hoch- sebirges darstellt. Die alte Abrasionsfläche des Schiefergebirges, auf der sich die permischen Gesteine ablagerten, ist durch junge Denudation auf weite Strecken wieder entblößt worden. Die heutige Thüringer Landschaft ist also nach der herrschenden Anschauung ein Produkt oligocäner und miocäner Gebirgsbildung und der denudierenden Kräfte, die im Anschluß an sie tätig waren. Zwischen der tertiären und der carbonischen Dis- lokationsperiode fanden stärkere Krustenbewegungen nicht statt; man kann hier lediglich säkulare Hebungen und Senkungen von verhältnismäßig geringer Intensität erkennen. Dieser Auffassung gibt JoHAnn«&s WALTHER beredten Aus- druck, wenn er, das Panorama des Langen Berges bei Amt Gehren schildernd, ausruft: „Aber so hoch auch die rotliegenden Gesteine des Thüringer Horstes sich über das Thüringer Tief- land erheben, so fordern doch auch sie uns auf, vergangener Perioden zu gedenken, als zur Tertiärzeit noch jüngere Schichten über ihnen aufgebaut waren. Die verstreuten Blöcke verkieselten Zechsteins bei Oberhof beweisen mit Sicherheit, daß auch der Thüringer Horst einmal von Zechstein überlagert war, und andere Betrachtungen führen zu dem Schluß, daß die gesamte Trias und die Liasformation darüber ausgebreitet waren.“ „Wenn wir uns erinnern, daß alle diese Schichten dereinst das Porphyrgebiet des Thüringer Horstes, ebenso wie die Schiefer- höhen des Frankenwaldes überlagert haben, und daß das geo- logische Niveau, auf dem wir am Langen Berge stehen, etwa 1500 m höher liegt, als das gleiche Niveau unter dem Lias von Günthersleben, dann sehen wir im Geiste den großen Senkungsvorgang sich vollziehen, der während der Teertiärperiode das Thüringer Tiefland gegen die Thüringer Berge verschob, 307 und sehen in den seither abgetragenen Schichtentafeln den Betrag der langandauernden Abwaschung und Abtragung durch die atmosphärischen Kräfte.“ !) Dieses klare und einfache Bild muß ich leider in wesent- lichen Punkten umgestalten. Ich will versuchen, zu zeigen, daß sich zwischen die mitteltertiäre und die jung- paläozoische Gebirgsbildung sicher eine, wahrschein- lich aber mehrere Dislokationsperioden einschalten, Beaelinibenisiiwat due tertuäre übertreffen. Die eine von ihnen geht wahrscheinlich der Kreide unmittelbar vorauf, eine andere fällt in das Senon oder in den Anfang des Tertiärs. Viele von den Verwerfungen, die man bisher in Zusammenhang mit der mitteltertiären Dislokationsperiode gebracht hatte, sind nach der hier vertretenen Anschauung als erheblichälter aufzu- fassen; vielfach rissen aber auch im Tertiär Spalten wieder auf, die sich schon früher gebildet hatten. Die präoligocänen Gebirgsbildungen hatten zur Folge, daß in vielen Gebieten schon frühzeitig, weit vor der mitteltertiären Gebirgsbildung, die Decke der meso- zoischen Gesteine entfernt wurde. Dabei wurde aber keineswegs die alte, präpermische Abrasionsfläche im Zusammenhange entblößt,; die heutige, mehr oder weniger ebene Oberfläche des Schiefergebirges ist von dieser unabhängig und ist als eine im jüngeren Mesozoicum und im ältesten Tertiär angelegte Rumpt- fläche aufzufassen. Die mitteltertiäre Gebirgsbildung setzte ein, als die durch präoligocäne Dislokationen gebildeten Gebirge bereits zum größten Teile zu dieser Rumpffläche abgetragen worden waren; im An- schluß an diese Abtragung stellte sich eine äußerst bieiorundige Verwitterung ein. Die durch tertiäre Dislokationen entstandenen „Horste* bildeten sich teilweise an den Stellen, an denen schon die präoligo- cänen Gebirgsbildungen Aufragungen geschaffen hatten; mit anderen Worten, die heutigen Gebirge Thüringens wurden bereits in präoligocäner Zeit. vorgebildet, ihre heutige Höhenlage verdanken sie wohl tertiären und noch jüngeren Dislokationen, ihre plateauartige Oberfläche aber stammt aus älteren, präoligocänen Perioden. ') Jon. WALTIER: Geologische Heimatskunde von Thüringen. Jena 1906, 3. Aufl., S. 127, 128. 20* 5308 Ich will nun versuchen, für die hier aufgestellten Be- hauptungen und die sich daran schließenden Folgerungen die nötigen Beweise zu erbringen. 2. Die präoligocäne Landoberfläche in der Ilmplatte; ihre Zerstörung im südlichen Teile der Saalplatte. Die Hochfläche, welche das Thüringer Becken im Südosten begrenzt, hat HEINRICH ÜREDNER!) als Saal- und Ilmplatte bezeichnet. Es ist jedoch diese „hügelige Hochfläche“, wie sie H. CRSDNER nennt, weder in geologischer noch in morphologischer Hinsicht ein einheitliches Gebilde. Schon REGEL?) trennt die aus Muschelkalk bestehende Ilmplatte samt ihren Zeugenbergen am Ostufer der Saale von den Buntsandsteingebieten der Heide und der Saalplatte. Während er die erstere noch der Thüringischen Hochebene zuzählt, führt er letztere als „östliche Vorstufe“ auf. Wir werden sehen, daß die morphologischen Unter- schiede zwischen Ilm- und Saalplatte hauptsächlich darauf beruhen, daß in jener eine uralte präoligocäne Landoberfläche sich erhalten hat, während siein dieser zerstört ist. Am besten gehen wir von der Umgegend von Jena aus, da dies wohl der bekannteste Teil des östlichen Thüringens ist, und da hier durch eine sehr sorgfältige Neuaufnahme die seologischen Verhältnisse neuerdings ganz klargestellt sind. Die „Berge“, welche die freundliche Musenstadt so malerisch einrahmen, sind bekanntlich nichts anderes als die Abstürze eines Plateaus, dessen schwach wellige Oberfläche man sehr gut vom Napoleonstein, dem Forstturm oder einem anderen hochgelegenen Punkte überblickt. Man kann nun in der un- mittelbaren Nachbarschaft von Jena unschwer feststellen, in welcher Zeit die Oberfläche des Plateaus entstanden ist. Allent- halben finden sich über die Höhen zerstreut, besonders massen- haft auf dem Forstplateau, Quarzschotter und -kiese, die man wohl mit Recht als oligocän?) ansieht. Man muß annehmen, !) HBINR. CREDNER: Übersicht d. geognostischen Verhältnisse Thüringens und des Harzes. Gotha 1843, S. 23. r ?) Regen: Thüringen. Ein geographisches Handbuch. Jena 1892, DT. 3) Neuerdings wird von v. LINSTOW u. a. behauptet, daß die untere Braunkohlenformation teilweise oder ganz dem Eocän zuzurechnen sei; sichere Beweise sind jedoch für diese Anschauung nicht zu erbringen. Im übrigen ist diese Frage für unsere Betrachtungen ohne größere Bedeutung. Die Vorgänge und ihre Reihenfolge bleiben dieselben, nur 309 daß diese Flußablagerungen eine ursprünglich nahezu ebene Fläche weithin überdeckt haben, die höchst wahrscheinlich sich nur sehr wenig über das Meeresniveau erhob. Wenn wir nun die Oligocän-Schotter auf Blatt Jena heute in einer Höhe von etwa 330 bis 400 m finden, so müssen wir annehmen, daß sie nach ihrer Ablagerung eine bedeutende Hebung erfahren haben; die ungleiche Höhenlage deutet aber auch darauf hin, daß mit dieser Hebung Dislokationen, von allerdings nicht sehr großer Bedeutung, in Verbindung standen. Konstruieren wir uns nun aus den ÖOligocänfetzen des Kartenblattes Jena die alte, präoligocäne, seither gehobene und etwas verbogene Landoberfläche, so sehen wir, daß die heutige Plateauoberfläche nicht sehr wesentlich von ihr abweicht. Die wellige Hochfläche des Kartenblattes Jena ist also die nur wenig veränderte präoligocäne Landoberfläche, auf der die oligocänen Quarzschotter ursprünglich abgesetzt wurden. Diese präoligocäne Landoberfläche ist nun auf dem Kartenblatte Jena keine Schichtfläche, sie schneidet vielmehr die Schichten in einem allerdings sehr spitzen Winkel. Dies geht allein schon aus der Unterlage der Oligocänschotter hervor. Sie liegen nämlich auf dem Nord- westteile des Blattes, zwischen Saale und Leutra, auf Letten- kohle, Oberem und Mittlerem Muschelkalk, im Forstplateau und östlich von der Saale aber auf Unterem Muschelkalk. Wandert man über die Plateaus ostwärts, so gelangt man bei annähernd gleicher Meereshöhe, also auf der alten präoligocänen Landoberfläche in ziemlich kurzem Abstand von der Lettenkohle bis zum Buntsandstein. Daß auch der Buntsandstein in der Saalplatte nicht erst durch postoligocäne Erosion freigelegt worden ist, beweist seine Überdeckung durch Oligocän in der Umgegend von Waldeck, Eisenberg und Tautenhain und die außerordentlich tiefgründige Zersetzung und Bleichung, wie sie in den Kaolingruben von Eisenberg wahrzunehmen ist; hierin hat man aber nach Wüst u. a. wohl mit Recht alttertiäre, vielleicht sogar noch ältere Verwitterungserscheinungen zu er- blicken. Verfolgt man die Hochfläche von Jena aus Saale-abwärts, so gestalten sich die Verhältnisse womöglich noch klarer. Noch deutlicher als bei Jena, tritt in der Gegend von Naumburg und müßte man ihr Alter teilweise etwas zurückverlegen. Näheres über diese Frage, auch die einschlägige Literatur findet man bei E. Wüst: Die erdgeschichtliche Entwickelung und der geologische Bau des öst- lichen Harzvorlandes. Heimatskunde des Saalkreises. Halle 1908, S. 69. 310 zwischen Freyburg und Querfurt der Plateaucharakter hervor. Auch hier beweist die Lage des Oligocäns auf verschieden- alterigen Gesteinen, daß die Oberfläche des Plateaus nicht mit einer Schichtfläche zusammenfällt, sondern eine präoligocäne Abtragungsfläche darstellt, welche die Schichten schneidet. So lagert auf dem Meßtischblatte Naumburg Oligocän teils auf Mittlerem, teils auf verschiedenen Stufen des Unteren Muschel- kalks und an einer Stelle sogar auf Oberem Buntsandstein. Die präoligocäne Landoberfläche liegt bei Naumburg durch- schnittlich 230 bis 250 m über dem Meeresspiegel; sie steigt also bis in die Gegend von Jena um ca. 100 bis 150 m an, während das Gefäll der Saale auf dieser Strecke nur ca. 40 m beträgt. Nehmen wir an, daß, die präoligocäne Landoberfläche südlich von Jena etwa mit der gleichen Böschung ansteigt, wie zwischen SSW. : NNO. 400 eo 00 GE Langer Grund Münrlthal #7 300 71.300 200 be messtests Tomaten aeg T T T 200 ma, ma, mu, mu, mi, mu, mu, mu, mu, mu, mis, mim mo, ma, (Maßstab 1:75000, in Höhe und Länge gleich.) Bi: Profil durch das Forstplateau bei Jena. mu, Unterer Wellenkalk. mu, Oberer Wellenkalk. mm Mittlerer Muschel kalk. mo, Trochitenkalk. mo, Nodosenkalk. o Oligocäne Kiese. Jena und Naumburg, so dürfen wir erwarten, sie in der Gegend von Rudolstadt bei etwa 500 m Meereshöhe anzutreffen. Tatsächlich erreichen auch auf dem westlichen Saalufer die Muschelkalkflächen diese Meereshöhe!). Wir finden hier aller- dings nicht mehr die ausgesprochenen Plateauformen der Naum- burger Gegend, aber die Landschaft trägt, von den jungen Ero- sionstälern abgesehen, immer noch den Charakter einer welligen Hochfläche, deren einzelne Erhebungen sehr flach und sanft geböscht sind. Auch hier ist wohl auf den Höhen noch nicht viel von der alten Landoberfläche zerstört. Darauf deutet auch das gelegentliche Vorkommen von Oligocän auf den Blättern Blankenhain und Stadt Remda hin. Anders liegen die Verhältnisse in den ausgedehnten Bunt- sandsteingebieten östlich von der Saale, die man wohl unter den Bezeichnungen „die Heide“ und das „Altenburger Holzland“ !) Die Berge in der Umgebung von Teichel haben Meereshöhen von 485—521 m. Bis zur gleichen Höhe steigt der Muschelkalkrücken westlich von Zeigerheim an. Boa 2 zusammenfaßt. Hier ist der Plateaucharakter völlig verloren gegangen; von einem hochgelegenen Punkte aus schweift der Blick über ein höchst unregelmäßiges Gewirr von bewaldeten Rücken und Kuppen, deren Gipfelhöhe im allgemeinen 400 m nicht übersteigt!), während westlich von der Saale der Muschel- kalk bis zu 521 m Meereshöhe sich erhebt. Nur dort, wo sich infolge von Grabenversenkungen Muschelkalk in dem Buntsand- steingebiet östlich von der Saale erhalten hat, wie in der Leuchtenburg-Scholle und im Kulm bei Saalfeld, ragen isolierte Zeugenberge 50 bis 100 m über das mittlere Niveau der Bunt- sandsteinhöhen auf und erreichen nahezu die Höhenlage der westlich gelegenen Muschelkalkplateaus. Der Landschaftscharakter der Heide und des Altenburger Holzlandes deutet darauf hin, daß hier, wegen der leichteren m Heiligenberg Heiniskopf ‚Schatz berg m SL ne ne 200 200 (Maßstab 1: 75000, in Höhe und Länge gleich.) Fig. 2. Profil durch das Buntsandsteingebiet der Heide bei Saalfeld. Zerstörbarkeit der Gesteine, die präoligocäne Landoberfläche bereits völlig der Vernichtung anheimgefallen ist; nur in den isolierten Muschelkalkkuppen hat sie sich, wenn auch nicht völlig unverändert, erhalten können. DBestärkt wird unsere Annahme durch die Beobachtung, daß in dem gesamten Bunt- sandsteingebiet südlich von der Roda sich auch nicht mehr eine Spur von Oligocän vorfindet. 3. Die Hochfläche des Schiefergebirges, keine präpermische Abrasionsfläche, sondern ein Teil der präoligocänen Land- oberfläche. Breite und sehr tiefe Erosionsfurchen trennen das Trias- gebiet des südöstlichen Thüringens fast überall von den paläo- zoischen Schiefern. Diese Einschnitte mußten sich bilden, weil gerade an der Basis der Trias sehr leicht zerstörbare Gesteine, wie der Untere Buntsandstein, sowie die Zechstein-Mergel und -Gipse zutage treten. So läßt sich denn ein zusammen- ) Nur im südlichen Teile dieses Gebietes erhebt sich der Bunt- sandstein in einzelnen Kuppen bis über 430 m. hängender Zug tiefer Einsenkungen von Blankenburg über Saalfeld nach Pößneck, von da durch den Orlagau über Triptis bis zum Elstertale in der Gegend von Weida verfolgen. Diese ununterbrochene Kette von tiefen und breiten . Tälern wird jedoch nicht von einem einheitlichen Flusse durchströmt. Schwarza und Orla benutzen sie eine Zeitlang, im übrigen enthält sie nur unbedeutende Bäche. Auch in der Vorzeit lagen die Verhältnisse nicht sehr wesentlich anders, nur floß wahrscheinlich die Orla!) durch diese breite Depression der Saale bei Saalfeld zu, statt im schmalem Erosionstale das Buntsandsteingebiet zu durchbrechen und erst bei Orlamünde sich mit der Saale zu vereinigen. Auf den ersten Blick muß es befremdlich erscheinen, daß die Saale sich in harter Arbeit lieber durch das Muschelkalk- plateau hindurchfraß, statt dieses breite Tal, das im Gebiete leicht zerstörbarer Gesteine angelegt wurde, zu durchströmen. Wir werden später für dieses anscheinend widersinnige Ver- halten eine Erklärung in der Annahme finden, daß den Flüssen des Schiefergebirges, besonders der Saale, ihr Lauf vor- geschrieben wurde bereits zu einer Zeit, in der die tiefe Furche des Orlagaues noch nicht vorhanden war. Als sie später ent- stand, hatte sich die Saale bereits so tief in die Triasplatte eingegraben, daß sie nicht mehr imstande war, die einmal ein- seschlagene Richtung zu verlassen. Der tiefe und breite Talzug zwischen Blankenburg und der Elster hat aber in anderer Richtung eine sehr bedeutsame Folge gehabt; er hat es nämlich verursacht, daß der nordwest- liche Rand des Schiefergebirges längs dieser ganzen Strecke sehr stark erodiert worden ist. Wir sehen infolgedessen am Nordwestrande des Schiefergebirges zunächst nichts, was auf Plateaucharakter hindeutet. In sgerundeten Rücken, die im Cambrium steile, in den Culmgebieten aber recht flache Böschungen besitzen, fällt das Schiefergebirge zu jener Tiefen- linie ab. Gerade hier, an der Grenze von Zechstein und sefaltetem Altpaläozoicum, sollte man aber ausgedehnte Plateauflächen erwarten, falls, wie bisher meist angenommen, die alte präpermische Abrasionsfläche neuerdings auf weite Strecken entblößt worden wäre. Allein die Grenze von Zech- stein und Schiefergebirge tritt in den Formen der Landschaft nirgends hervor. Vergeblich wird man, z. B. auf Blatt Ziegen- rück, nach ebenen Flächen suchen, die an der Grenze von Zechstein und Culm durch moderne Bloßlegung der alten !) LIEBE u. ZIMMERMANN: Erläut. z. Blatt Ziegenrück, S. 35. 315 Abrasionsfläche entstanden sein könnten. Nicht auf den flachgeböschten Höhen, in denen das Schiefergebirge sich nach Nordwesten senkt, sondern nur in tiefen Flußtälern oder in künstlichen Aufschlüssen wird die Auflagerung des Zechsteins auf den alten Schiefern erkennbar. Erst wenn man, weit entfernt von der Zechsteingrenze, die Höhe des Schiefergebirges erreicht hat, zeigt sich wieder mehr oder weniger ausgesprochener Plateaucharakter. Er ist häufig geschildert worden, schon einer der ersten Erforscher des Thüringer Waldes, Jon. Lupw. Heim, hat die Plateauformen des östlichen Thüringer Waldes und des Frankenwaldes scharf betont. Allerdings ist im nordwestlichen Teile des Schiefergebirges, im Gebiete der Schwarza und Loquitz, die alte Hochfläche nur noch in ziemlich geringen Resten erhalten. Jedoch be- sitzen auch hier die einzelnen Berge auffallend gleiche Höhe und flache oder nur schwachgerundete Gipfel; denken. wir uns die tiefen Erosionstäler zwischen ihnen ausgefüllt, so’ er- halten wir wohl auch hier eine alte Plateauoberfläche. Ganz außerordentlich deutlich ist aber der Plateaucharakter weiter im Südosten, im Gebiete der Frankenwälder Culmmulde entwickelt. An sehr vielen Stellen haben die Flüsse hier noch sehr wenig Erosionsarbeit verrichtet, ja manche Gebiete sind heute noch nahezu abflußlos. Dies dürfte besonders für die merkwürdige Seenplatte zwischen Ziegenrück, Schleiz und Triptis gelten. Wenn auch die unzähligen Seen und Teiche hier zum größten Teile künstlich sind, so ist ihre Aufstauung mit äußerst geringen Mitteln doch nur in einer Landschaft denkbar, deren Entwässerung auch ursprünglich schon sehr un- vollständig war. JOHANNES WALTHER!) hat in sehr anschaulichen Worten die eintönige Culmhochfläche geschildert: „Steiniges Ackerland wird von kleineren und größeren Waldungen unterbrochen. Wo der Verwitterungsschutt etwas tiefer liegt, sammelt sich das Wasser zu Sümpfen und Teichen. In der Flur von Knau liegen 99 Teiche, auf dem Gebiete von Pörmitz sammeln sich 107 stehende Gewässer. Tagelang können wir von Saalburg auf der Hochebene nach N und W wandern, ohne einem ° wesentlichen Wechsel in den Formen flacher Bergrücken und geringfügiger Talsenken zu begegnen.“ Wiewohl JoH. WALTHER wie nur wenige andere das Charakteristische dieser merkwürdigen Landschaft erfaßt hat, !) Geolog. Heimatskunde von Thüringen, 3. Aufl., S. 190. so ist er doch, wenigstens nach meiner Überzeugung, nicht zu einer richtigen genetischen Auffassung der Hochfläche gelangt. Nach seiner Anschauung ist die heutige Hoch- fläche des Frankenwaldes nichts anderes als die ur- alte, kürzlich wieder freigelegte Auflagerungsfläche, in der die permischen Gesteine das gefaltete Schiefer- sebirge überlagern. Diese Auffassung tritt überall, wo er Fig. 3. Blick vom Wasserwerk Schleiz nach SO auf die vogtländische Hochfläche. (Maßstab 1:75000. Höhe und Länge gleich.) Fig. 4. Durchschnitt durch die Culmhochfläche des östlichen Thüringer Waldes auf Blatt Knau. von der Hochfläche des Schiefergebirges spricht, klar zutage. So sagt er im Jahre 1897'): „Obwohl wir wissen, daß hier Cambrium, Silur, Devon und Culm mit sehr verschiedenartigen Gesteinen das Felsgerüst der Erde zusammensetzen, bilden doch alle Höhen ein gleichmäßiges Niveau, wir sehen eine Landschaft, deren wesentlichste Formen vor vielen Millionen Jahren angelegt wurden; unser Auge schweift über eine Denu- dationsfläche, die schon am Schluß der Steinkohlenzeit das Tageslicht erblickt hat.“ In dem gleichen Sinne spricht er !) Thüringer Landschaftsformen, erläutert aus ihrem geologischen Bau. Verhandl. d. XII. Dtsch. Geogr.-Tages, Jena 1897, S. 214. en sich noch ein Jahrzehnt später aus!): „Wir wissen, daß nach der Öbercarbonzeit Zechstein, Buntsandstein, Muschelkalk, Keuper und Lias in einer Mächtigkeit von über 1500 m über die abgetragenen Falten hinweg gebreitet waren und später bis auf kleine Reste wieder entfernt wurden, so daß ein Landschafts- bild zum zweiten Male das Tageslicht erblickt, das schon das Klima der Obercarbon- und Permperiode gesehen hat.“ Mit dieser Auffassung, daß die heutige Hochfläche des Schiefergebirges eine alte permische Landoberfläche sei, steht JoH. WALTHER keineswegs allein. Man darf behaupten, daß für Thüringen bisher kaum eine andere Deutung versucht worden ist, und auch für die übrigen deutschen Mittelgebirge dürfte sie auch heute noch die herrschende sein. So sagt im Jahre 1892 RegEL?): „Indem die letztere (die Dyas- und Triasformation) im Verlaufe der neueren Festlands- zeit fast gänzlich der Zerstörung anheimfiel, kam allmählich das alte Grundgebirge zum Vorschein: im Vogtländischen Berg- land, im Franken- und teilweise auch noch im Thüringerwald dasalte Abrasionsplateau der Carbonzeit,imeigentlichen Thüringer- wald das vielgestaltige Kuppengebirge der Rotliegendzeit.“ Der gleichen Ansicht ist Supan?), wenn er schreibt: „De- nudationsperiode der Gegenwart. Zechstein und Trias wurden von den Höhen des Gebirges abgeschwemmt, das dadurch mindestens um 1200 m erniedrigt worden ist. Im Südosten wurde die Abrasionsfläche entblößt, im Nordwesten hat die Denudation die härteren Gesteine, besonders den Porphyr, aus den weicheren herauspräpariert und dadurch mannigfaltigere Formen geschaffen.“ Nicht so bestimmt drückt sich ZiMmMER- MANN aus, wenn er sagt!): „Auf welche Zeit erstmalig der Peneplain-Charakter des Thüringer Waldes, der schon des scharfsinnigen J. L. Heım Verwunderung erregte und von ihm eine weitläufige Besprechung erfuhr, zurückzuführen ist, ob auf die marine Abrasion zu Beginn der Zechsteinzeit, oder auf die terrestre Denudation zu Beginn der Tertiärzeit, ist noch unentschieden.“ Doch scheint er eher die erstgenannte Mög- lichkeit ins Auge zu fassen, da er an einer anderen Stelle?) des gleichen Werkes schreibt: „Aber es besteht immerhin eine gewisse Wahrscheinlichkeit, daß der schon 1796 von J. L, HEım !) Geolog. Heimatskunde, S. 126. 2) Thüringen I, S. 236. 3) A. Supan: Physische Erdkunde. 4. Aufl. 1908, S. 665. #) Geologie des Herzogtums Sachsen-Meiningen. Hildburghausen 1902, S. 479. 5) Ebenda, S. 391. 816 als etwas Eigenartiges und Nichtzuerwartendes erkannte, plateauartige Charakter der Gipfelhöhen des Schiefer- wie auch des Rotliegendgebirges auf die Abrasion durch die Wellen des Zechsteinmeeres zurückzuführen ist.“ Auch in den übrigen deutschen Mittelgebirgen ist die so weit verbreitete Hochfläche bis in die neueste Zeit meist als die permische Abrasionsebene aufgefaßt worden. Hier genügt es, einige Stichproben zu geben. So führt F. JAEGER!) aus! „Die Reste der Westsüdwest—Ostnordost streichenden Falten des alten Gebirges sind uns im Rheinischen Schiefer- gebirge, im Odenwald und Spessart, im Schwarzwald und den Vogesen erhalten. Die einst wohl hochgetürmten Ketten wurden, sei es durch die Meeresbrandung, sei es durch die zerstörenden Kräfte des Festlandes, zu einer schwach welligen Rumpffläche abgetragen, auf welcher die jüngeren Sedimente aufliegen. Diese Rumpffläche tritt uns in den Höhen der ge- nannten Gebirge entgegen, soweit sie nicht durch jüngere Sedi- mente überdeckt sind.“ Noch in neuester Zeit wurde diese An- schauung besonders von LoR&£xz?) vertreten, wenn er schreibt: „So sehen wir jetzt auf den Horsten die mesozoische Sediment- decke fast verschwunden, so daß die alte Abrasionsfläche der postcarbonischen Meeresüberflutungen uns heute als Plateau- fläche entgegentritt.“ Mittlerweile hat sich aber, besonders im Rheinischen Schiefergebirge, eine andere Auffassung der Hochfläche in den deutschen Mittelgebirgen angebahnt. Die erste Andeutung in dieser Richtung enthält eine Bemerkung von PhıLıppson?), der bei einer Besprechung der Restschollen von Buntsandstein auf der Höhe des Rheinischen Schiefergebirges ausführt: „Hier liegt also der Buntsandstein auf der Rumpffläche; an anderen Stellen aber liegt die Oberfläche einer Buntsandsteinscholle in der Rumpffläche, die vom Devon über die Trias ziemlich gleichmäßig hinzieht (so bei Gerolstein und Hillesheim). Letztere Schollen sind an Verwerfungen in das Devon ein- gesunken und dann später mit diesem eingeebnet worden. Wenn also die Rumpffläche im großen und ganzen älter oder gleichalterig mit dem Buntsandstein ist, so hat sich doch jeden- falls die Einebnung noch nach dem Buntsandstein fortgesetzt.“ !) F. JAEGER: Uber Öberflächengestaltung im Odenwald. Stutt- gart 1904, S. 242. e ?) Im. Lorenz: Uber den Gebirgsbau Mitteldeutschlands. Ber. d. Versammlung d. Niederrhein. geolog. Vereins 1907. Bonn 1908, S. 33. ?) A. PaıLtppson: Zur Morphologie des Rheinischen Schiefer- gebirges. Verhandl. d. XIV. Deutsch. Geogr.-Tages, Köln 1903, S. 195. Zn En olT Sehr viel bestimmter aber hat sich in neuester Zeit E. KAıser!) über diesen Punkt geäußert: „Es ist nun nicht zu . bestreiten, daß, wenn wir von einem höheren Punkte aus über die Höhen des Rheinischen Schiefergebirges hinwegschauen, wir alle die Höhen und Höhenzüge sich zu einer gleich hoher, fast ebenen Fläche sich ergänzen sehen. Dieses soll nach der so oft und noch in jüngster Zeit ausgesprochenen Ansicht die alte Peneplainfläche sein, die sich schon in jungearbonischer, bzw. permischer Zeit ausgebildet habe. Ich glaube, daß wir darin, vielmehr die Fläche der tertiären Abtragung in unserem Gebiete erblicken müssen, eine Fläche im wesent- lichen subaerischer Abtragung, deren späteres Zer- schneiden und Auflösen in einzelne Bergzüge sich erst in pliocäner und diluvialer Zeit vollzog.“ Meine Anschauung der Mittelgebirgs-Hochfläche deckt sich in den meisten Punkten mit der E. Kaısers. Auch ich glaube daß man es nicht mit der alten, präpermischen Abrasionsfläche, sondern mit einer verhältnismäßig jugendlichen und nur durch subaerische Denudation hervorgerufenen Peneplain zu tun hat. Nur vermute ich, daß wenigstens in Thüringen die Ausbildung der Peneplain zum größten Teile noch ins Mesozoicum fällt, daß sie bereits vor Ablagerung der oligocänen Schotter voll- endet war und schon vom Oligocän ab durch Flußerosion zer- schnitten wurde. Daß die heutige Hochfläche des Schiefergebirges nicht die alte, präpermische Abrasionsfläche sein kann, geht ebenso klar aus theoretischen Betrachtungen wie aus vorurteilslosen Beobachtungen im Gelände hervor. Eine ursprünglich nahezu ebene, auch heute noch nirgends steilgestellte Fläche, wie es die präper- mische Abrasionsebene ist, kann nur durch eine llächenhaft wirkende Denudation über weite Strecken wieder entblößt werden. Jede andere Art der Denudation muß hingegen diese Fläche zerstückeln. Als Faktoren, welche eine flächenhaft wirkende Denudation hervorrufen können, kommen wohl nur das Meer und der Wind in Frage. Nun wird niemand, der die geologische Geschichte des Thüringischen Schiefergebirges kennt, behaupten wollen, daß die postearbonen Flözformationen von ihrer altpaläozoischen Unterlage durch marine Abrasion entfernt worden seien. Sicher- lich hat wohl während der ganzen Abtragungsperiode niemals ı) E. KAıser: Die Entstehung des Rheintals. Gesellsch. Deutsch. Naturf. u. Arzte, Verhandl. 1908. Leipzig 1909, >. 8. ein Meer die Gegend des heutigen Thüringer Waldes überflutet. Das Meer der Oberen Kreide drang wohl nur bis in das heutige Thüringer Becken ein, das Oligocänmeer überschritt aber nicht wesentlich die Linie Bernburg--Halle—Leipzig in südlicher Richtung. Hätte aber irgendein Meer die Gegend des Thü- ringer Waldes bespült und sich an der Abtragung der meso- zoischen Flözdecke beteiligt, so hätte es sicher auch irgendwelche Sedimente hinterlassen; von diesen aber kennen wir auch nicht die geringste Spur. | FEbensowenig wie das Meer kann der Wind bei der Ab- tragung der Flözformationen eine erhebliche Rolle gespielt haben. Wir dürfen wohl mit Recht annehmen, daß das Klima Mitteldeutschlands am Ende des Mesozoicums und zu Beginn der Tertiärzeit warm und feucht, daher einem üppigen Pflanzen- wuchse sehr günstig war. Unter diesen Umständen scheint aber eine Winderosion in großem Maßstabe ausgeschlossen zu sein. Selbst wenn Meer oder Wind die Abtragung des Flöz- gebirges im östlichen Thüringer Wald und im Frankenwalde bewirkt hätten, so wäre es immer noch höchst merkwürdig, wenn sie auf einige Meter genau die alte Abrasionsfläche frei- selassen hätten. Zu verstehen wäre dies nur, wenn die alten Schiefer äußerst widerstandsfähig, die Flözformationen aber sehr leicht zerstörbar wären. In diesem Falle wäre es denk- bar, daß lockere Massen von einer sehr harten, schwer angreif- baren Tafel abgespült wurden, ohne daß die Oberfläche der Tafel sehr wesentlich bei diesem Prozesse angegriffen wurde. Allein so liegen die Verhältnisse in Wirklichkeit keineswegs. Das Flözgebirge enthält, z. B. im Muschelkalk und im Unteren Zechstein, äußerst widerstandsfähige Horizonte und ist in seiner Gesamtheit wohl nicht viel leichter zerstörbar als das alte Schiefergebirge. Flächenhaft wirkende Denudation hat also bei der Ab- tragung der Flözformationen im Schiefergebirge keine oder nur eine ganz unbedeutende Rolle gespielt. Im wesentlichen dürfte nur die linear in die Tiefe wirkende Flußerosion in Frage kommen. Diese aber kann eine mehr oder weniger horizontale Fläche, wie die präpermische Abrasionsebene es ist, nur zer- schneiden oder zerfetzen, niemals aber über weite Strecken entblößen. Die Zerstückelung der alten Abrasionsfläche können wir auch heute noch sehr schön an der Grenze von Flöz- und Schiefergebirge wahrnehmen. Nach der älteren Auffassung sollte gerade hier die Abrasionsfläche am frischesten zutage treten, etwa wie ein subglazial geschrammter Untergrund dort 319 am besten erhalten ist, wo eben erst die schützende Moränen- decke entfernt wurde. Allein davon sehen wir nichts, weder auf der Höhe des Thüringer Waldes in der Gegend von Masserberg und Neuhaus a. R., wo Rotliegendes den cambrischen Schiefern auf- lagert, noch bei Saalfeld oder am Südostrande des Orlagaues, wo Zechstein auf Devon und Untercarbon lagert. Die fluviatile Erosion hat hier überall das alte Schiefer- gebirge und die flach gelagerte Decke jüngerer Sedimente zerstückt, ohne auf die präpermische Abrasionsfläche Rücksicht zu nehmen. Wir sehen flachere oder steilere Rücken, deren höchste Teile der permischen Decke, deren Basis aber schon dem Schiefergebirge angehört, ohne daß die Grenze zwischen beiden Gesteinen in der Landschaft deutlich hervortritt. Niemals ist hier die alte Abrasionsebene als größere zusammen- hängende Fläche entblößt, fast immer sehen wir sie nur im Anschnitt, im Profil. Erst wenn wir vomSchwarzatale weiter nach Westen wandern oder vom Orlagau in südlicher Richtung auf die Höhe des Frankenwaldes steigen, so begegnen wir schwachwelligen Hoch- flächen, die aber hier in keiner Verbindung mit den permischen Deckgesteinen stehen. Diese Hochfläche liegt, geologisch gesprochen, sicher viel tiefer und ist in einer viel späteren Zeit angelegt worden, wie die präpermische Abrasionsfläche. Fragen wir uns nun: Welchen Ursprung hat die Hochfläche des Schiefergebirges, und zu welcher Zeit wurde sie angelegt, wenn sie nicht als die alte, präpermische Abrasionsfläche ge- deutet werden kann? Auf der Höhe des Thüringer und Frankenwaldes erhalten wir keine befriedigende Antwort. Wenn wir aber die Hochfläche von hier aus in das Vogtländische Bergland verfolgen, so sehen wir sie ganz allmählich in tieferes Niveau hinabsteigen, ohne auch nur im geringsten ihren morpho- logischen Charakter einzubüßen. Schließlich aber beobachten wir, daß die Oberfläche der alten Schiefer von oligocänen Schottern überdeckt wird. (Wo die Bedeckung mit Oligocän beginnt, ist zur Zeit noch eine strittige Frage. Auf den Mebß- tischblättern hat sowohl die preußische wie die sächsische geologische Landesanstalt die Quarzschotter, welche ungefähr in halber Höhe der Hochfläche den Lauf der Elster aufwärts bis Ölsnitz begleiten, als Oligocän kartiert. Auf der kürzlich erschienenen Übersichtskarte des Königreichs Sachsen!) führt !) Leipzig 1908. ze jedoch Crepner diese Schotterzüge als Quartär auf. Wie mir Herr Professor ZIMMERMANN freundlich mitteilte, stützt sich diese Auffassung auf vereinzelte Funde von Feuerstein, die häufiger bei Greiz und Berga, seltener aber auch noch bei Plauen gemacht worden sind. Paläontologische Anhaltspunkte fehlten leider völlig. Sehr merkwürdig sei es, daß zusammen mit den Feuersteinen, die im übrigen durchaus baltischen gleichen, noch nie ein anderes Geröll nordischer Herkunft gefunden worden ist; auch Dalaquarzit und Skolithensandstein, die in nordisch- slazialen Ablagerungen soweit verbreitet sind und äußerst schwer verwittern, fehlten in diesen Schottern völlig. So möchte denn ZIMMERMANN annehmen, daß die Feuersteine der fraglichen Schotter vielleicht nicht von Norden stammen!), sondern aus autochthonen, seither völlig zerstörten Ablagerungen herrühren. Es dürfte übrigens außerordentlich schwer sein, die Schotter des Elstertales von den im Habitus ganz gleichen Ablagerungen der Gegend von Zeitz-Ronneburg-Schmölln zu trennen, deren oligocänes Alter unbestreitbar ist.) Im übrigen steht und fällt die uns interessierende Frage nicht mit der Altersbestimmung der Schotter des Elstertales, von Weida und von Berga. Denn östlich von Gera treten zweifellos oligocäne Schotter auf, die für uns von gleicher Be- deutung sind, wie jene weiter im Süden gelegenen, falls diese sich als oligocän erweisen. Diese Oligocänschotter, welche zu beiden Seiten der Bahnstrecke Gera-Gößnitz weite Flächen überdecken, liegen nämlich teilweise auf dem alten Schiefer- gebirge, Silur und Devon. Sie beweisen also, daß hier gqereits zur Oligocänzeit das alte Schiefergebirge seiner Flözgebirgsdecke beraubt war. Das Bild des Kartenblattes Ronneburg ist aber noch in anderer Hinsicht sehr lehrreich. Die Oligocänschotter liegen nämlich nicht nur auf alten Schiefern, sondern auf Rotliegendem, Zechstein und Unterem Buntsandstein. In der präoligocänen Landoberfläche traten also hier ebenso das Schiefergebirge, wie der untere Teil des Flözgebirges zutage. Verfolgen wir aber die Oligocänfetzen weiter nach Westen, so gelangen wir über das Buntsandsteingebiet bei Eisenberg auf die Plateauflächen um Jena, die wir bereits im ersten Kapitel als präoligocäne Peneplain erkannt haben. Die Situation ist also folgende: Eine präoligocäne Land- oberfläche läßt sich, mehr oder minder gut als Hochfläche er- ') Ein großer Teil der fraglichen Schotter liegt bereits jenseits der Südgrenze nordischer Geschiebe. halten und durch aufgelagerte Oligocänfetzen bewiesen, aus der Umgegend von Jena bis mindestens in die Gegend von Ronneburg nachweisen. In dieser alten Landoberfläche treten im Westen obere und mittlere Trias, in der Mitte Buntsand- stein, im Osten Perm und altes Schiefergebirge zutage. In der Gegend von Ronneburg geht diese unbestreitbare präoligocäne Landoberfläche ganz allmählich und ohne jeden Absatz in die Plateauflächen über, die langsam zu den Hoch- flächen des Frankenwaldes und östlichen Thüringer Waldes ansteigen. Es sind zwar die Hochflächen der Jenaer Gegend und die des Frankenwaldes in der Luftlinie durch das tief erodierte Gebiet des Orlagaues und des Altenburger Holzlandes von einander getrennt, sie verbinden sich aber in dem Bogen über Ronneburg zu einem morphologisch unteilbaren Ganzen, das in seiner Gesamtheit als präoligocäne Landoberfläche aufgefaßt werden muß. Wenn heute Thüringer Wald und Triasvorland in der Saalfelder Gegend scharf voneinander ab- setzen, so beruht dies im wesentlichen auf postoligocäner Ero- sion, hätte diese nicht ihre Tätigkeit ausgeübt, so würden die Plateauflächen des Thüringer Waldes allmählich in die des Triasgebietes übergehen, wie dies weiter im Osten tatsächlich der Fall ist. | Ist dieser Gedankengang richtig, so muß das Schiefer- gebirge schon vor der Oligocänzeit auf weite Strecken seiner Flözgebirgsdecke beraubt gewesen sein; zum mindesten überall -dort, wo das Gebirge Plateaucharakter besitzt, wo also seine Oberfläche als präoligocäne Landoberfläche aufzufassen ist. Diese Annahme läßt sich nun ganz unabhängig von der bisherigen Erörterung direkt aus der Lage und Beschaffenheit der oligocänen Schotter beweisen. Zur Zeit des Unter-Oligocäns wurde die Leipziger Bucht und der ihr benachbarte Teil des Thüringer Beckens durch ungeheure Massen von Kies, Sand und Ton überschüttet. Man ist sich darüber einig, daß diese Sedimente die letzten, nicht weiter zersetzbaren Verwitterungsprodukte eines bereits sehr lange entblößten Schiefergebirges darstellen, die durch Flüsse in die Niederungen hinabgetragen wurden. Den Ur- sprung dieser Massen hat man von jeher, und wohl mit Recht, im Vogtlande, im Franken- und östlichen Thüringer Walde ge- sucht. Diese Gebiete mußten also schon lange vor dem Oligocän ihrer Flözgebirgsdecke beraubt und sehr intensiver und tiefgründiger chemischer Ver- witterung ausgesetzt gewesen sein, um bei ein- Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 21 322 tretender Hebung so außerordentlich große Massen von total zersetztem Schiefergebirgsschutt an tiefer- gelegene Gebiete abgeben zu können.!) Es ist übrigens mehr als wahrscheinlich, daß durchaus nicht die gesamte präoligocäne Verwitterungsdecke des Schiefer- gebirges zur Zeit des ÖOligocäns abgetragen wurde. Da die Abtragung im wesentlichen durch fließendes Wasser erfolgte, so konnte sie nur dort vor sich gehen, wo Bäche oder Rinn- sale in die präoligocäne Landoberfläche sich einschnitten. Eine ganz vollständige Abtragung des gelockerten Materials wäre nur durch ein enggedrängtes Flußnetz möglich, ein solches ist aber auch heute im Schiefergebirge noch nicht vorhanden, und es war im Oligocän sicher noch viel weniger verzweigt. Wäre aber schon im Oligocän ein großer Teil des Verwitterungs- schuttes durch Flußtransport abgetragen worden, so hätten zweifellos die Flüsse auch sich mehr oder weniger tief in das Anstehende einschneiden und die präoligocäne Landoberfläche völlig zerstückeln müssen. Dies ist aber bekanntlich nicht ge- schehen; wir werden also zu dem Schlusse gedrängt, daß nur ein Teil des uralten Verwitterungsschuttes uns in den oli- gocänen Flußablagerungen vorliegt oder seit dem Oligocän tal- abwärts gewandert ist, daß aber noch sehr mächtige Massen von völlig zersetztem Eluvium sich auf den Hochflächen des Schiefergebirges vorfinden. Diese sehr natürliche Folgerung . wird durch Beobachtungen von DATHE und ZIMMERMANN bestätigt. DATHE?) spricht bei Erwähnung der von ihm als glazial gedeuteten Ablagerungen von Saalburg von einem Ver-' witterungslehm, der bis zu einer Mächtigkeit von Am ab- gebaut wird, ohne daß man bisher auf anstehendes Gestein ge- stoßen ist. Nach demselben Forscher?) setzen im Uulmschiefer von Wurzbach drei Lamprophyrgänge auf, die bis zu mehreren Metern Tiefe vollständig in einen ockergelben, tonigen Grus zersetzt sind. Von der Umgebung von Göttengrün bei Hirschberg aber sagt ZIMMERMANN®): „Die Zersetzung in situ ist hier — be- sonders auf hochgelegenen Plateaus und flachen Mulden — so !) ZIMMERMANN: Erläuterungen zu Blatt Naitschau-Elsterberg der geolog. Spezialkarte, S. 35. ?) E. DartHne: Gletschererscheinungen im Frankenwalde und on Berglande. Jahrb: Kgl. Preuß. Geol. Landesanst., 1881, . 326. | ®) Ebenda, S. 329. *) E. ZIMMERMANN: Zur Geologie usw. d. vogtländ.-ostthür. Schiefer- gebirges. Diese Zeitschr. 54, 1902, S. 345. 823 tief hinein vorgeschritten, daß streckenweise ohne die besondere Ausscheidung solcher Gebiete (als „Eluvium“) gar nicht aus- zukommen war.“ (Wenn so große Massen von Eluvium in situ erhalten ge- blieben sind, so spricht dies gegen die von DATHE angenommene quartäre Vergletscherung des Frankenwaldes. Ein Gletscher, war seine Transportkraft auch noch so gering, führte sicher zunächst die eluvialen Schuttmassen davon und schuf im an- stehenden Gestein eine frische Oberfläche. Schon aus diesem Grunde?ist es unwahrscheinlich, daß die von DATHz beobachteten Ablagerungen bei Saalburg und Wurzbach Grundmoränen dar- stellen, wenn auch ihre Ähnlichkeit mit solchen zugegeben werden muß.) Auch heute noch führen die aus dem sSchiefergebirge kommenden Flüsse unverhältnismäßig viele Gangquarze und Kieselschiefer. Dies scheint darauf hinzudeuten, daß auch noch in jetziger Zeit neben anstehendem Gestein sehr viel uraltes Eluvium zerstört wird. Man wird mit der Tatsache zu rechnen haben, daß dort, wo im Schiefergebirge die präoligocäne Land- oberfläche noch nicht zerstört ist, auch heute noch sehr mächtige Massen von eluvialem Verwitterungsschutt vorhanden sind, deren Bildung in das Eocän und wohl auch noch zum Teil in die Kreideperiode zurückreicht. 4. Verbreitung der präoligocänen Landoberfläche in Thüringen. Wir haben nun gesehen, daß sowohl auf den Höhen des thüringisch-fränkischen Schiefergebirges, wie im Thüringer Triasbecken sich eine präoligocäne Landoberfläche erkennen läßt. In der Form, in der sie zu Beginn der Oligocänzeit sich vorfand, ist sie naturgemäß heute nirgends mehr erhalten, außer dort, wo sie auf weite Strecken von Oligocän überdeckt ist. Seit der Oligocänzeit haben sich die Flüsse allenthalben in die präoligocäne Peneplain eingegraben, und auch dort, wo wir ihre einschneidende Tätigkeit nicht wahrnehmen, haben Ab- spülung und Rutschungen gelockerten Materials mannigfaltige Umwandelungen der ursprünglichen Terrainformen hervor- gerufen. Wenn man also von einer noch heute existierenden präoligocänen Peneplain spricht, so ist dies cum grano salis zu verstehen. Es will besagen, daß man aus den heutigen Terrainverhältnissen, wenn man sich die Täler ausgefüllt denkt und die postoligocänen Dislokationen in Abrechnung bringt, ale 324 sich eine Landschaft konstruieren kann, die im großen die Formen der präoligocänen Landoberfläche wiedergibt. Untersuchen wir nun, wo überall in Thüringen die prä- oligocäne Peneplain, in diesem Sinne verstanden, sich er- halten hat. a) Thüringisches Schiefergebirge, Frankenwald und Vogtland. Bei der Verfolgung der präoligocänen Peneplain gehen wir am besten von den Hochflächen des ostthüringisch-fränkischen Schiefergebirges aus. Hier hat sich die alte Landoberfläche meist außerordentlich frisch erhalten, am schönsten in der Frankenwäldischen Culmmulde, deren morphologische Eigen- art schon früher hervorgehoben wurde. Tatsächlich muß jedem denkenden Menschen der Gegensatz zwischen der schwach welligen, stellenweise stark versumpften Hochfläche und den tief eingeschnittenen jungen Flußtälern auffallen. Da, woim Frankenwäldischen Hauptsattel ZIMMERMANNS, zwi- schen Lobenstein und Gräfental, ein hercynisch gerichteter Zug die niederländisch streichende Culmmulde durchquert, ebenso im ostthüringischen Hauptsattel unweit Schleiz verliert die Hoch- fläche ihren eintönigen Charakter und verwandelt sich in ein hochgelegenes Hügelland. Höchstwahrscheinlich war schon die präoligocäne Landoberfläche in diesen Gebieten nicht so eben, wie in der petrographisch viel einheitlicheren Culmzone; be- sonders dürften die zahlreichen Diabashügel schon in dem alt- tertiären Landschaftsbilde vorhanden gewesen sein. Es ist natürlich, daß in einem so beschaffenen Gebiete auch die post- oligocäne Erosion sich stärker betätigen konnte, wie auf einer ganz flachen Hochebene. Dies hochgelegene Hügelland hat also seit dem ÖOligocän schon eine gewisse Umbildung erfahren, immerhin dürften sich auch in ihm recht viele alte Züge er- halten haben. Sehr auffällig ist der Gegensatz zwischen reifen und jugendlichen Landschaftsformen im südlichen Teile des ost- thüringischen Hauptsattels, so z. B. bei Bad Steben‘). Hier durchbricht die Selbitz kurz vor ihrer Einmündung in die Saale einen Zug von devonischen Diabasen und Diabasbreccien in einem wildromantischen Canon, dessen jugendliches Alter wohl keinem Zweifel unterliegt. Sobald man über dessen steile ') Vgl. K. WALTHER: Geologie der Umgebung von Bad Steben im Frankenwalde. Geognost. Jahresh. XX, 1907, München. Wände emporklimmt, gelangt man in ein hochgelegenes Hügel- land; in den breiten, oft versumpften Talmulden mäandern unscheinbare Bäche, deren Erosionskraft selbst bei hohem Wasserstande sehr unbedeutend sein muß, da sie sich fast nirgends eingeschnitten haben. Nur wenig modifiziert tritt uns hier die reife, vielleicht schon greisenhafte Landschaft ent- gegen, wie sie im Beginn der Tertiärzeit bestanden hat. Es ist selbstverständlich, daß die modernen Flüsse die alt- tertiären Talmulden benutzt und dabei teilweise umgestaltet haben. Dies läßt sich besonders in der Gegend von Gefell und Hirschberg, etwa halbwegs zwischen Schleiz und Hof, be- obachten. Der Oberlauf der Bäche, die der Saale zuströmen, Mt 17, 650 609 2501 Seas (350 590 596 [zZ Maßstab der Länge 1:50000, 2'/,fach überhöht. Figur 5. Querprofil durch den Oberlauf des Sparnberger Baches bei Hirschberg a. 8. m 330 350 450 450 Maßstab der Länge 1:50000, 2!/,fach überhöht. Figur 6. Querprofil durch den Unterlauf des Sparnberger Baches bei Hirschberg. S. liest in breiten, oft versumpften Talmulden. Hier hat der heutige Bach, wegen seiner geringen Wassermenge und seines unbedeutenden Gefälles sich nur wenig einschneiden können. (Fig. 5) Je mehr sich aber der Bach seiner Mündung in die Saale nähert, desto tiefer und enger, d.h. moderner wird sein Tal. (Fig. 6) Hier war die Erosionskraft des Baches größer, als im Öber- laufe, weil seine Wassermenge gewachsen war, außerdem schuf aber die rasch sich einschneidende Saale eine Erosionsbasis, die sich andauernd vertiefte. Die Gefällskurve eines solchen Baches weicht natürlich sehr erheblich von der normalen ab, wie ein Vergleich der Figuren 7 und 8 mit 9 und 10 lehrt. Während die Normalkurve von der Mündung bis zur Quelle andauernd steiler wird, weist der Verlauf des Le- hesten- und Sparnberger Baches an einem gewissen Punkte einen Knick auf, oberhalb dessen das Gefälle sich bedeutend verflacht. 326 In diesem Knick stoßen das junge postoligocäne, noch unreife Erosionstal und das alte, überreife präoligocäne Tal an- einander. Die dem Maine tributäre Südwestseite des Frankenwaldes ist im allgemeinen stärker und tiefer zersägt als die nord- östliche, und hier entwickelt sich ein eigenartiges Landschafts- bild, das von GÜMBEL!) anschaulich geschildert wird: „Was gleichwohl Eigenartiges in diesem Gebirgsteile (dem Franken- walde) sich Geltung verschafit und ihm dadurch eine gewisse m m 350 0 300 300 250 250 200 200 Maßstab 1:50000, 5fach überhöht. Figur 7. Normales Längsprofil des Baches am Siebenbornskopf bei Eisenach. m m. 3000 3000 2000 2000 1000 1000 0 0 Länge und Höhe im gleichen Maßstabe. Figur 8. : Normales Längsprofil des Litzerbaches bei Laas (Tirol), nach Supan. Selbständigkeit wahrt, ist die Gleichförmigkeit und Beständig- keit seiner Entwicklung in lang gedehnten Bergrücken, auf denen man stundenlang in gerader Linie fortwandern kann, ohne auch nur einer mäßigen isolierten Bergkuppe zu begegnen. Man glaubt, sich auf einem hohen, nur mäßig nach SW. ge- neigten Plateau zu befinden, inmitten einer nur schwach hügeligen Landschaft. Schlägt man aber die querlaufende Richtung ein, so stehen wir rasch vor einer tiefeingeschnittenen Talung, zu der wir nur über steilgeneigte Gehänge nieder- steigen können. Ein gleich steiles Gehänge erhebt sich jenseits zu einem ähnlichen schmalen Rücken, wie der eben verlassene, ı) C. W. GümBEL: Geognostische Beschreibung des Fichtel- gebirges. Gotha, 1879, S. 16. BEL und ebenso steil fällt das Gehänge wiederum zu einem neuen Taleinschnitte ab“. Die Ortschaften und die sie umgebenden Felder liegen vorwiegend auf den flachen Höhen, den Überresten der alten präoligocänen Landoberfläche. Die tiefen, jugendlichen Täler, deren steile Ränder dichter Hochwald bedeckt, gewähren größeren Ansiedelungen meist keinen Raum; nur einsame Ge- höfte und Mühlen liegen in ihnen. Verfolgt man die Hochfläche des Frankenwaldes nach Nord- westen, so verliert sich ihr Landschaftscharakter ziemlich rasch. Schon in der Gegend von Probstzella und Neuhaus a.R. trifft man nur noch vereinzelt in den höchsten Teilen des Gebirges 550 350 300 300 450 450 400 400 Maßstab der Länge 1:50000, 5fach überhöht. Figur 9. Längsprofil des Sparnberger Baches bei Hirschberg a. 8. Maßstab der Länge 1:50000, 5fach überhöht. Figur 10. Längsprofil des Lehestenbaches bei Hirschberg a. S. erhebliche Verflachungen an, die man für Überreste der prä- oligocänen Peneplain halten könnte. Hierhin gehört der schmale, teilweise zerstückelte Streifen von Hochflächen, der sich in 570—645 m Meereshöhe und 2—300 m über der Loquitz von Lichtentanne über Gr.-Geschwenda bis Schwein- bach verfolgen läßt. Hierhin gehören auch wohl die plateau- artigen Gipfel desKoppenbühls und des Rankhügels bei Schmiede- feld. Im allgemeinen herrschen aber in dieser Gegend schon mehr oder minder gerundete Rücken und Kuppen vor, die ihre heutige Form postoligocäner Erosion verdanken. In den cambrischen Gebieten westlich von der Schwarza habe ich keine Landschaftsformen mehr gefunden, die ich mit 328 gutem Gewissen direkt auf die präoligocäne Peneplain zurück- führen könnte. Besonders im Gebiete der sog. mitteleambrischen, halbphyllitischen Schiefer ist die postoligocäne Erosion äußerst wirksam gewesen und hat eigentümliche Landschaftsformen geschaffen. Flach gerundete Rücken, die mit Feldern bedeckt sind, werden durch tiefe und schmale Talfurchen von einander getrennt. In dem nordwestlichen der beiden mittelcambrischen Streifen, der die Ortschaft Gillersdorf bei Großbreitenbach durchquert, befindet man sich bereits unmittelbar am Rande der permischen Auflagerungsdecke. Es ist von Wichtigkeit, hier nochmals hervorzuheben, daß die ostthüringische prä- oligoeäne Peneplain nirgends bis in die Nähe der permischen Uberdeckung heranreicht, also schon aus diesem Grunde nichts mit einer uralten präpermischen Abrasionsfläche zu tun haben kann. b) Nordwestlicher Thüringer Wald. In dem nordwestlichen, vorherrschend aus Rotliegendem gebildeten Anteile des Thüringer Waldes habe ich nirgends auch nur einigermaßen erkennbare Reste einer präoligocänen Landoberfläche gefunden. Fanatiker der Peneplain-Theorie werden vielleicht auf die im allgemeinen wenig von einander abweichenden Berghöhen hinweisen, und zweifellos könnte ein oberllächlicher Beobachter, wenn er vom Adlersberg oder Kickelhahn sein Auge über annähernd gleich hohe Kämme schweifen läßt, geneigt sein, auch hier eine Peneplain anzu- nehmen. Allein auch die Erosion kann gleiche Kamm- und Gipfelhöhen schaffen, wenn die Flußtäler etwa gleichen Abstand voneinander besitzen und die zwischen ihnen liegenden Gesteine etwa die gleiche Widerstandsfähigkeit aufweisen. Daß aber der Kamm des nordwestlichen Thüringer Waldes keineswegs Teile einer alten Peneplain enthält, dürfte schon eine Wanderung auf dem Rennsteig beweisen (vgl. Fig. 11). Be- sonders belehrend ist das Stück zwischen der Hohen Sonne und Hörschel. Alle meine Beobachtungen führen mich zu der Auffassung, daß das Rotliegendgebiet des Thüringer Waldes sehr stark durch postoligocäne Erosion verändert worden ist. Es ist durchaus möglich, daß zur Oligocänzeit das Rotliegende wenigstens noch stellenweise von jüngeren Schichten bedeckt war. Weswegen der nordwestliche Teil des Thüringer Waldes so viel stärker zerstört wurde als der südöstliche, werde ich in einem der folgenden Kapitel zu erklären versuchen. € 329 c) Der Südostrand des Thüringer Beckens. Zwischen Elster und Zwickauer Mulde senkt sich die Hochfläche des Vogtländischen Berglandes allmählich nach Norden, und sie verschwindet zwischen Zeitz und Altenburg unter oligocänen und quartären Aufschüttungen. Natürlich haben sich auch hier überall die modernen Flußläufe mehr oder weniger tief eingeschnitten; große, zusammenhängende Streifen der präoligocänen Landoberfläche scheinen aber nirgends zer- stört zu sein. Ganz anders liegen, wie schon früher ausgeführt, die Ver- hältnisse in dem Gebiete zwischen Elster und Saale Hier SSW. NND. Maßstab der Länge und Höhe 1: 75000. Kiez. Längsprofil durch einen Teil des Thüringer Waldes im Zuge des Rennsteigs westlich vom Inselsberg. W ö 0 MasbachsW Gerberstain Dreihernstein Orläisen-B. Zigeuner R 0b. Beerberg ar: Inselsberg Mm. 900 : | 6) 200 R 0 770 608 Maßstab der Länge und Höhe 1:75000. Fig. 12. | Querprofil durch einen Teil des Thüringer Waldes in der Gegend von Ilmenau. reicht die präoligccäne Landoberfläche von Süden her nur bis zu dem Rande, von dem aus die Hochfläche zur Orlafurche und zu deren beiderseitiger Verlängerung nach Saalfeld und Weida abfällt. Im Norden beginnt sie erst wieder, durch die Plateau- formen der Landschaft wie durch Oligocänfetzen angedeutet, etwa an einer Linie, die man von Lobeda ım Saaletale nach Köstritz im Elstertale ziehen könnte. Dazwischen liegt ein sehr ausgedehntes Buntsandsteingebiet, das der Heide und des Altenburger Holzlandes. Hier treffen wir nirgends auf Plateau- landschaften von einiger Ausdehnung, überall schweift das Auge über gerundete Rücken und tief eingeschnittene, jugendliche Erosionstäler. Nur an zwei Stellen dürften Reste der alten Oberfläche oder wenigstens Aufragungen erhalten sein, die nur 930 wenig hinter ihrem Niveau zurückbleiben. Es sind dies die Stellen, wo grabenähnliche Versenkungen, die aus den inneren Teilen des Thüringer Beckens stammen, die Saale über- schritten und Muschelkalk mitten in das Buntsandsteingebiet versenkt haben: Die Leuchtenburg bei Kahla und der Kulm bei Saalfeld. | Auf den Muschelkalkhöhen um Jena hat sich die prä- oligocäne Landoberfläche im allgemeinen recht gut erbalten, weiter im Süden und Westen sind jedoch, wohl durch postoligo- cäne Erosion, lange, flache Rücken und Mulden entstanden, wahrscheinlich ist aber auch hier von der präoligocänen Land- Fig. 13. Blick vom Sonnenberg bei Jena auf die vom Saaletale durch- schnittene Hochebene. oberfläche nicht allzuviel abgetragen worden. Dieser Land- schaftstypus beherrscht die Umgegend von Magdala und das Muschelkalkgebiet zwischen Kranichfeld, Blankenhain und Stadt Remda. Sicherlich sind in diesem Gebiete auch Teile der alten Landoberfläche durch postoligocäne Dislokationen versenkt und dadurch der Erosion entzogen worden. Darauf deuten u. a. die Oligocänfetzen hin, die sich in sehr verschiedener Höhenlage finden. So möchte ich das sog. „Schöne Feld“ auf Blatt Stadt Remda, eine ausgedehnte, nach Norden geneigte Platte von Oberem und Mittlerem Muschelkalk, als einen Teil der alten Landoberfläche ansehen, der seine heutige Stellung postoligocänen Bewegungen im Sundremdaer Graben verdankt. sol Westlich von der Ilm, im Bereiche des eigentlichen Thüringer Beckens, dürfte von der alten Landoberfläche nur noch außerordentlich wenig erhalten sein. Man möchte hier ihre Existenz überhaupt leugnen, wenn nicht vereinzelte Oligocänfetzen auf sie hindeuteten. Denkbar ist es übrigens, daß am Südrande des Thüringer Beckens die präoligocäne Landoberfläche in größerer Aus- dehnung noch vorhanden ist: nämlich in dem merkwürdigen Plateau von Gossel, |in dem Muschelkalk unvermittelt und ohne ein trennendes Band von Buntsandstein und Zechstein an die Rotliegend-Gesteine des Thüringer Waldes heranreicht. d) Thüringer Zentralbecken. In den gesamten inneren, vorherrschend aus Keuper bestehenden Teilen des Thüringer Beckens dürfte die alte Landoberfläche wohl nirgends mehr erhalten sein, obwohl die höchsten Teile der das Becken durchquerenden Höhenzüge, z. B. der Seeberg bei Gotha, bis hart an diese heraufreichen mögen. Daß überall hier die Erosion sehr intensiv gewirkt hat, beweist außer den Landschaftsformen die völlige Abwesenheit von oligocänen Sedimenten. e) Triasgebiet südwestlich vom Thüringer Walde. Südwestlich vom Thüringer Walde zeigen uns die Basaltdecken und die häufig unter ihnen erhaltenen Lager von Oligocänkies aufs Deutlichste an, wie die Landoberfläche zu Beginn der ÖOligocänzeit beschaffen war, und in welcher Meereshöhe wir sie heute zu suchen haben. Wir sehen, daß in der Umgebung von Meiningen vorherrschend Oberer Muschel- kalk den Untergrund der alten Landoberfläche bildete; neben ihm hatte sich in präoligocänen Mulden und Gräben noch Unterer und Mittlerer Keuper erhalten, in Aufwölbungen trat aber auch schon Unterer Muschelkalk und Buntsandstein zu- tage. Die präoligocäne Landoberfläche liest am Großen Dollmar heute 640 bis 678 m, an der Geba und am Hahnberg im allgemeinen 520 bis 680 m über dem Meeresspiegel. Die weiten Hochflächen in der näheren Umgebung von Meiningen, deren Untergrund Mittlerer Muschelkalk bildet, erreichen jedoch nur eine Meereshöhe von 420 bis 480 m; sie sind daher wohl als Schichtoberfläche und nicht als Teil einer alten Peneplain anzusprechen. Der Steilrand, mit dem die Muschelkalkplateaus 832 um Meiningen besonders nach Nordwesten gegen das Bunt- sandsteingebiet um Wasungen abfallen, stellt sich unter diesen Gesichtspunkten als ein Werk postoligocäner Erosion dar. Ebenso darf man wohl annehmen, daß die ausgedehnten Bunt- sandstein-Gebiete der Gegend von Schmalkalden-Salzungen usw. erst in postoligocäner Zeit von einer mehr oder weniger ein- heitlichen Muschelkalkdecke befreit worden sind. Jedenfalls sieht man von Walldorf bis über Salzungen hinaus zu beiden Seiten der Werra weit und breit nichts, was an eine prä- oligocäne Landoberfläche erinnern könnte. Mittlerer und Unterer Buntsandstein bilden ein Berg- und Hügelland, dem der Plateaucharakter völlig abgeht; besonders in der Gegend von Salzungen-Marksuhl, wo Feld und Wald stetig miteinander wechseln, ist die Landschaft sehr mannigfaltig und oft höchst reizvoll. f) Nordrand des Thüringer Beckens. In der Gegend der heutigen Ilm-Mündung, etwa im Gebiete von Camburg und Stadt Sulza, hat die postoligocäne Erosion eine ziemlich starke Wirksamkeit entfaltet und die alte Land- oberfläche fast völlig zerstört. Wir treffen sie aber bald wieder nördlich von der Ilm, z. B. auf der Plateaufläche von Hassen- hausen und dann etwas weiter Saale-abwärts, zwischen Kösen und Naumburg zu beiden Seiten des Flusses an. Hier liegt Oligocänkies an vielen Stellen teils auf Muschelkalk, teils auf Buntsandstein, während er im Erosionsgebiete südlich von der Ilm-Mündung völlig fehlt. Nach Norden und Westen geht die Peneplain um Kösen ohne jeden Absatz in das Buntsandsteinplateau der Finne über; dies nötigt uns, auch diese ausgedehnten Buntsandstein- flächen als alte Landoberfläche und nicht etwa nur als Schicht- fläche zu betrachten. Im Niveau dieser Hochfläche liest aber auch zum Teil der steilgestellte, von mannigfaltigen Dislokationen betroffene Muschelkalkzug von Eckartsberga-Rastenberg-Sachsen- burg, der das ausgedehnte Plateau der Finne nach SW von dem tief erodierten Keupergebiete der Gegend Buttstädt-Kölleda scheidet. Wir kommen auf die eigentümlichen morphologischen Verhältnisse der Finne, die für die Altersdeutung ihrer Ver- werfungen von großer Bedeutung sind, noch später im einzelnen zurück. An ihrem nordwestlichen Ende wird das Plateau der Finne durch die auffallend breite Talebene der Helder gespalten. Die Schrecke, der breite nordwestliche Ast, besteht lediglich aus 399 Mittlerem Buntsandstein und bildet die ununterbrochene Fort- setzung des Buntsandstein-Plateaus der Schmücke. In der Schmücke, dem schmäleren südwestlichen Aste, setzt sich das steilgestellte Muschelkalkband fort, begleitet, gewissermaßen wattiert, von einem Streifen Buntsandstein. Dieser Buntsandsteinzug der Schmücke, vorwiegend aus Röt bestehend, ist ziemlich stark erodiert, in dem weit besser erhaltenen und daher höher aufragenden Muschelkalkzuge dürfte sich aber die präoligocäne Landoberfläche der Finne wieder vorfinden. Allerdings nimmt sie hier tiefere Niveaus ein, als weiter im Südosten. Deutlich kann man von den Keuperhöhen nördlich von Kölleda aus erkennen, wie sich der Muschelkalk- zug von den Höhen von Schloß Beichlingen an bis zur Sachsen- burger Pforte andauernd senkt. Man könnte daran denken, daß der Muschelkalkzug in der Nachbarschaft der Sachsen- burger Pforte durch Erosion stark erniedrigt worden wäre. Allein es liegen an zwei Stellen, in 525—575 ’ und etwas über 600’ Meereshöhe Oligocänkiese auf dem bereits stark gesenkten Muschelkalkkamme; sie beweisen, daß die Tieferlegung des Muschelkalkzuges im wesentlichen nicht durch Erosion, sondern durch eine postoligocäne Einmuldung erfolgt ist, die quer zum Streichen der Schmücke verlief. Die Bedeutung dieser relativ jungen Dislokation für den Lauf der Unstrut und für die Ab- flußverhältnisse im Innern des Thüringer Beckens wird später noch darzustellen sein. Westlich von der Sachsenburger Pforte hebt sich der Muschelkalkzug wiederum ziemlich rasch, gleichzeitig wird aber auch sein Einfallen flacher, so daß eine Verbreiterung eintritt. Muschelkalk und Buntsandstein bilden nun zwei morphologisch verschiedene, auf weite Strecken durch die Wipper voneinander getrennte Züge, von denen nur noch der aus Muschelkalk be- stehende einen besonderen Namen, Hainleite, trägt. Sie ist ein Muschelkalkplateau, das schmal an der Sachsenburger Pforte beginnt und sich nach Nordwesten andauernd verbreitert, um schließlich mit den Plateauflächen des Düns und Hainichs zu verschmelzen. Da diese Hochflächen im Westen, die Schmücke im Osten die präoligocäne Landoberfläche repräsentieren, so darf auch die Oberfläche der Hainleite, die die Ver- bindung darstellt, als ein Teil von ihr angesehen werden. Während aber in der Finne Buntsandstein und Muschelkalk im gleichen Niveau liegen und eine morphologische Einheit dar- stellen, bleiben die Buntsandsteinhöhen zwischen dem Wipper- tal bei Sondershausen und der Goldenen Aue weit unter dem Niveau der Hainleite und weisen nirgends mehr Plateau- 994 charakter auf, sie bilden also nicht mehr wie in der Finne einen Teil der alten Peneplain, sondern stellen ein ziemlich tief erodiertes Gebiet dar. g) Westrand des Thüringer Beckens. Der Westrand des Thüringer Beckens scheint im allgemeinen dem Östrande zu entsprechen; das Muschelkalkplateau des Hainichs ist analog dem der Ilmplatte und gibt wie dieses die präoligocäne Landoberfläche wieder. Leider fehlt im Westen des Thüringer Beckens für diese Auffassung der direkte Beweis, den im Osten die oligocänen Schotter liefern. h) Harz. Wenn man von den Trias-Flächen zwischen Eisleben und Gerbstädt, die noch Fetzen von oligocänen Sedimenten tragen und sich dadurch im wesentlichen als präoligocäne Landober- fläche ausweisen, nach Westen wandert, so gelangt man, all- mählich ansteigend, aber ohne eine erkennbare Geländestufe zu überschreiten, auf eine Hochebene, deren Untergrund nunmehr steilgestellte paläozoische Schiefer zusammensetzen. Diese naclı Westen sanft ansteigende, nach Osten vom Perm der Mansfelder Gegend und dem östlichen Triasvorlande morphologisch nicht getrennte Hochfläche bezeichnet man als den Unterharz. Er bildet ein Gegenstück zu der Hochfläche des Frankenwaldes und des Vogtlandes. Schon Fr. Horrmann hat den allmählichen Übergang des Unterharzes in sein östliches Vorland trefflich geschildert!): „Dort (in der Gegend zwischen Hettstädt und Ballenstädt) ist in der Tat auch das Aufsteigen des Harzes gegen die angrenzenden Hügelrücken so allmählich, daß, Dbe- zeichnete nicht der Taleinschnitt des Wippergrundes seine Grenzen, wir die Oberfläche des Gebirges füglich als eine unmittelbar in die wenig erhöhte Ebene des Hügellandes sanft und gleichmäßig verlaufende Erhebung würden betrachten können.“ Auch den Plateaucharakter, den große Teile des Harzes und besonders fast der ganze Unterharz so deutlich zeigen, betont schon Fr. Horrmann an verschiedenen Stellen. Nachdem er die Umrisse des Harzes, wie sie sich dem Beschauer am Rande der norddeutschen Tiefebene darbieten, geschildert hat, !) Fr. HOFFMANN: Übersicht der orographischen und geognostischen Verhältnisse vom nordwestlichen Deutschland. Leipzig 1830, S. 27. 399 sagt er!): „Auf dem oberen Rande des von fernher betrachteten Bergrückens mit wagerechter Oberfläche angelangt, sehen wir mit Verwunderung die Erscheinungen der Ebene, die wir eben verlassen haben, sich im Innern des Gebirges wiederholen. Auch sind die Unterschiede in den Niveauverhältnissen der Höhen und Tiefen, abgesehen von einzelnen tieferen Talein- schnitten, völlig so gering, daß wir nur durch den Charakter der Vegetation und der Bebauung des Bodens noch an die Verschiedenheit in der Lage dieser Flächen und der gleich- namigen des tieferliegenden Landes erinnert werden.“ An einer anderen Stelle aber beschreibt er dje Landschaft des Unterharzes mit folgenden treffenden Worten ?): „Aus den Um- gebungen von Harzgerode gegen Osten aber verbreitet sie (d. h. die eintönige Fläche) sich in ihrer größesten Längen-Ausdehnung Schiefergebirge (Maßstab der Länge 1:300000, ungefähr 3 mal überhöht.) Fig. 14. Profil durch einen Teil des Unterharzes und östlichen Harzvorlandes. ro Rotliegendes, z Zechstein, su Unterer Buntsandstein, o Oligocän. in der Richtung auf Hettstädt, reichlich noch drei geographische Meilen weit. Dort ist es auch, wo diese Ebene, ihres schon beträchtlich geringeren Niveaus wegen, in hohem Grade täuschend den Charakter von den Ebenen des Tieflandes an sich trägt. Ermüdende Strecken weit bewegt man sich hier von OÖ her, wiewohl mitten im Berglande, mit auf allen Seiten wagerecht abgeschnittenem Horizont, ohne Aussicht auf benach- barte, tiefer oder höher gelegene Punkte zwischen Kornfeldern und Dörfern, oft ohne Wiesen und Wald und stets ohne Bergbäche.“ Der morphologische Charakter dieser Hochfläche und ihr enger Zusammenhang mit den von Oligocän bedeckten Flächen des östlichen Harzvorlandes lassen wohl nur den einen Schluß zu: daß die Hochebene des Unterharzes einen nur wenig um- gestalteten Teil einer präoligocänen Landoberfläche darstellt. Geringe Reste einer oligocänen Überdeckung, welche diese Auf- fassung noch besonders stützen, haben sich übrigens anscheinend selbst auf der Höhe des Unterharzes erhalten. So beschreibt 1) 2.2. 0. 8.29. Da. 0, 8. 82. 396 Lossen!), wenngleich mit einigem Vorbehalt, ein kleines Vor- kommen von Tertiär auf Kerngebirge südlich von Elbingerode und stellt es auf seiner Harzkarte als Oligocän dar. Vielleicht sind aber auch die tertiären Knollensteine, welche über den östlichen Teil des Unterharzes verstreut sind, wenigstens teil- weise nicht als Glazialgeschiebe, sondern als Reste einer autoch- thonen Oligocän-Überdeckung zu deuten. Über die einförmige Hochfläche des Unterharzes erheben sich, abgesehen von niedrigen Diabaskuppen, zwei größere Massive: der Ramberg im Norden und der Auersberg im Süden. Daß beide Berge die Hochfläche heute nicht unbeträchtlich überragen, haben sie lediglich ihrer Gesteinsbeschaffenheit, nicht etwa tertiären Dislokationen zu verdanken. Der Ramberg be- steht nämlich aus Granit, der Auersberg aus Quarzporphyr; man muß wohl annehmen, daß diese kompakten Massengesteine den Atmosphärilien besser widerstanden, als die Grauwacken, Schiefer, (Juarzite und Diabase, die den Untergrund der Hochfläche bilden. Ramberg und Auersberg erhoben sich als „Monadnocks“, um diesen Ausdruck von Davis zu gebrauchen, ebenso hoch oder noch höher über die oligocäne Tiefebene, wie heute über die Oberfläche des Unterharzes. Das Gegenstück zu diesen beiden Monadnocks des Unterharzes bildet im Oberharz das 'Brockenmassiv, das sich 350 bis 600 m über die alte Peneplain erhebt). Ich möchte bei dieser Gelegenheit auf den merkwürdigen Gegensatz hinweisen, in dem die Granite des Harzes und des westlichen Thüringer Waldes hinsichtlich ihrer äußeren Form stehen. Im Harze sind die Granite als härtere Kerne aus ihrer Hülle herauspräpariert worden, und sie überragen heute die ihnen benachbarten paläozoischen Gesteine erheblich; im west- lichen Thüringer Walde hingegen dürfen die Granite als die am leichtesten zerstörbaren Gesteine gelten, in deren Gebiet die Verwitterung am stärksten gewirkt hat; es stellen daher die Granitgebiete im westlichen Thüringer Walde im allgemeinen orographische Depressionen dar. Darf man diesen Unterschied in der äußeren Erscheinung der Harzer und der Thüringer Granite auf eine verschiedene petrographische Ausbildung zurückführen? Wohl kaum. Auch !) Lossen: Über die fraglichen Tertiärablagerungen in der Elbinge- roder Mulde usw. Schrift. d. nat. Ver. d. Harz. z. Wernigerode, 1891, N S.28: ?) Schon H. SPETHMANN faßt Brocken und Acker als Monadnocks. auf und sucht diesen Ausdruck durch Härtling zu ersetzen. Zentralbl. ‘ f. Mineralogie, 1908, S. 746. BR daß die Hüllschichten des Granites im Harze sehr viel leichter zerstörbar waren als im Thüringer Walde, wird man nicht an- nehmen können. Höchstwahrscheinlich sind sogar die Rot- liegend-Schichten des Thüringer Waldes, die den Granit be- decken, viel weniger widerstandsfähig als die paläozoischen Gesteine in der Umgebung der Harzer Granite; man könnte also für die Granite daraus gerade das umgekehrte morpho- logische Verhalten ableiten, als das, wie sie es in Wirklichkeit aufweisen. Höchstwahrscheinlich war es aber im Harze nicht der Granit selbst, sondern eine Hülle von sehr widerstandsfähigen Hornfelsen und anderen Kontaktgesteinen, die der Verwitterung so lange und so kräftig Widerstand geleistet hat. Diese harte Decke schützte lange Zeit den relativ leicht zerstörbaren Granit- kern und wurde wohl zum Teil erst in postoligocäner Zeit ab- getragen; nicht unbedeutende Reste haben sich aber auch heute noch auf dem Brockenmassiv erhalten (Achtermannshöhe, Erd- beerkopf, Gipfel des Großen Winterberges und Wurmberges usw.) und sie ragen meist als Klippen hoch über ihre leichter zer- störbare Granitunterlage empor. Im westlichen Thüringer Walde wurde hingegen dieser schützende Mantel von äußerst widerstandsfähigen Kontakt- gesteinen zum größten Teile schon vor Ablagerung des Rot- liegenden entfernt; schon damals verwitterte die OÖberfläche des Granites wohl ziemlich stark. Als nun die postoligocäne Erosion die Rotliegend-Decke zerschnitt, traf sie unter ihr einen bereits zersetzten und nicht mehr von Kontaktgesteinen geschützten Granit an, der leichter der Zerstörung anheim fiel, als die jedenfalls auch nicht sehr widerstandsfähigen Rotliegend- Gesteine. Wo sich aber im Thüringer Walde die Kontakthülle noch zum größten Teile erhalten hat, wie z. B. am Hainberge bei Weitisberga, da überragt auch hier der Granit die Peneplain. Im Oberharzeist diePeneplain lange nicht mehr so deutlich erhalten, wie im Unterharze. Anscheinend hat das zwei Ursachen. Erstens hat im Oberharze, wegen seiner größeren Meereshöhe, die postoligocäne Erosion stärker eingewirkt als im Unterharze. - Zweitens ist aber hier wohl schon die präoligocäne Oberfläche bei weitem nicht so eben gewesen, wie im Unterharze, da die Gesteine des Oberharzes im allgemeinen eine größere petro- graphische Mannigfaltigkeit und sehr ungleiche Widerstands- fähigkeit aufweisen. Man wird als ziemlich sicher annehmen dürfen, daß der Quarzitzug des Bruchberg-Ackers sich bereits ursprünglich ziemlich hoch über die präoligocäne Abtragungsebene erhob. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 22 338 "SATSSEWOLOGETUEN SOP „SYPOUpeUoN“ ap opunısıoump wı (uoyosod sne Smpop elIep oquıd aop opfefg AOp uoA) pfepropoz pun feyjsneg uoA oyoegyoop | SE a z2y1]8098 ut '‘9-"y 9fegospjesen ueyosıyde1sojoyg uenoN Aop ZJunsrwyouss, YıW RE SER LEE Wahrscheinlich bildeten auch die unterdevonischen Sandsteine und Quarzite des Kahleberges und Goslarischen Stadtforstes noch ein Bergland, als das Culmgebiet um Clausthal bereits zu einer fast ebenen Fläche abgeschliffen war. Der Plateaucharakter der Umgebung von Clausthal ist schon von Fr. HoFFMANnN!) gebührend hervorgehoben worden: „Vor allem bekannt und wegen der Sanftheit in dem Wechsel ihrer Erhebungen und Vertiefungen ausgezeichnet ist die Bergebene von Clausthal und Zellerfeld, deren einförmigster Teil insbesondere die Gegenden zwischen dem oberen Laufe der Ocker und der Innerste einnimmt, und welche sich nordwärts unmittelbar bis an den Rand des Gebirges erstreckt.* Ganz prachtvoll aber beschreibt derselbe Autor die Zerstückelung der alten Peneplain mit den folgenden, noch heute kaum zu übertreffenden Worten?): „Während nämlich auf der Seite von Clausthal eine fast völlige Geschlossenheit der Oberfläche des Berglandes stattfindet, sehen wir hier (östlich vom Bruchberg-Acker) die Masse des Gebirges von unzähligen tiefen Tal-Einschnitten nach allen Seiten durchzogen, und schon in der mehrfach von anderen Beobachtern geschilderten, durch ihre Zerstückelung so aus- gezeichneten Umgegend von Andreasberg bemerken wir, daß die Natur der Oberfläche aus den Umgebungen von Clausthal verschwunden sei. Dasselbe Verhältnis dauert ununterbrochen und häufig mit noch größerer Auszeichnung südlich von dem Tale der Bode bis an den südwestlichen Rand des Gebirges, in der Längenausdehnung von Andreasberg bis in die Gegend von Stollberg fort, Indes, so groß auch die Unterbrechungen des Zusammenhanges hier im einzelnen sein mögen, so bemerken wir doch bei. einer übersichtlichen Betrachtung der Niveau- verhältnisse dieser Gegend, daß die sich immer gleich bleibende mittlere Erhebung der zerstückelten Bergmassen den allgemeinen Charakter der Gebirgs-Öberfläche, die Neigung zur Plateau- form, immer noch deutlich hervortreten läßt.“ Die Flächen des Unterharzes verbinden sich also durch das allerdings stark erodierte Gebiet von Andreasberg mit den Hochplateaus des Oberharzes zu einer morphologischen Einheit. Wenn wir aber, wie früher ausgeführt, die Hochfläche im Unter- harz als präoligocäne Landoberfläche ansehen müssen, so sind wir genötigt, die gleiche Auffassung auf die durch Plateau- charakter ausgezeichneten Teile des ÖOberharzes zu über- tragen. 22° 340 i) Kyffhäuser. Ebenso wie im Harz glaube ich im Kyffhäuser Reste einer präoligocänen Landoberfläche wahrnehmen zu können, wenn auch in beschränktem Umfange. In ihrem mittleren und süd- östlichen Teile tragen die Höhen des Kyffhäusers streckenweise den Charakter einer Hochfläche; daß hier keine Schichtober- fläche vorliegen kann, beweist die geologische Karte. Außer- dem sieht man in allen Aufschlüssen, die besonders in der Nähe des Kyffhäuser-Denkmals zahlreich und schön sind, die Schichten mehr oder minder steil nach SW einfallen. Ich möchte daher die allerdings nicht sehr ausgedehnte Hochfläche des Kyffhäusers als Rest einer alten präoligocänen Peneplain deuten. 5. Gründe für Erhaltung und Zerstörung der präoligocänen Landoberfläche. Die vorausgehenden Ausführungen haben gezeigt, daß in manchen Regionen Thüringens eine präoligocäne Landoberfläche deutlich erkennbar, daß sie aber in anderen bereits völlig der Vernichtung anheimgefallen ist. Dabei scheinen auf den ersten Blick Landschaften mit altem und mit jungem Relief regellos durcheinander zu liegen. | So hat sich im Vogtländischen Berglande, im Frankenwalde und im östlichen Teile des thüringischen Schiefergebirges die präoligocäne Landoberfläche oft mit überraschender Frische er- halten, während sie im westlichen Teile des Thüringer Schiefer- gebirges und im ganzen nordwestlichen Thüringer Walde völlig zerstört worden ist. Im südwestlichen Triasvorlande des Thüringer Waldes wurde sie bis auf wenige Reste vernichtet, ebenso in den inneren Teilen und am Südwestrande des Thüringer Beckens. Erhalten blieb sie hingegen auf weite Strecken in den Muschelkalkplateaus, welche das Thüringer Becken im Nordwesten und Südosten einfassen, und in den Höhenzügen, die seine nordöstliche Begrenzung darstellen. Während sich die präoligocäne Peneplain über weite Strecken in den Muschel- kalkgebieten erhielt, wurde sie in den von Perm und Buntsand- stein gebildeten Flächen größtenteils zerstört, so im Orlagau und ım Altenburger Holzlande, ebenso in einer breiten Zone am Südrande des Harzes. In geringer Ausdehnung finden wir hingegen die alte Pene- plain auf der Höhe des Kyffhäusers, in weiten Flächen im Harz, besonders im Unterharz wieder. ERS NE Es hat sich demnach die präoligocäne Landoberfläche oft gerade in sehr hochgelegenen Regionen erhalten, während sie in viel tieferen völlig der Zerstörung anheimgefallen ist. Diese Beobachtung widerspricht aber dem allgemein angenommenen Satze, daß die Erosion und Denudation desto kräftiger wirken, je höher die von ihr betroffenen Gebiete sich über den Meeres- spiegel erheben. Dieser Lehrsatz hat zweifellos für die Alpen und andere Hochgebirge seine Berechtigung, in den deutschen Mittelgebirgen mit ihrem ausgesprochenen Plateaucharakter ist aber seine Geltung nur eine sehr bedingte. Ein jeder deutsche Geologe wird wohl schon bei heftigem Regen die waldige Hochfläche eines deutschen Mittelgebirges durchwandert haben. Feuchte Niederschläge regen im all- gemeinen nicht zu geologischer Betätigung an, aber hier drängt sich unwillkürlich eine Beobachtung auf, die für das Maß von Erosion und Denudation auf den Mittelgebirgen von großer Bedeutung ist. Man wird nämlich wahrnehmen können, daß auf den plateauartigen Teilen der deutschen Mittelgebirge, wenn diese (was ja vielfach der Fall ist) mit Wald bestanden sind, Abspülung nur in sehr geringem Maße vor sich geht. Der größte Teil des Niederschlages bleibt in den Bäumen hängen oder versickert im Waldboden, das wenige oberflächlich ab- fließende Wasser ist meist nicht einmal imstande, die: losen Fichtennadeln fortzuschwemmen. Nur in Wegen oder anderen künstlichen Aufschlüssen, oder wenn die Walddecke zerstört ist, wird viel gelockertes Material abgetragen. In den unver- ritzten Waldgebieten der deutschen Mittelgebirge sind daher die Bäche selbst nach starkem Regen wenig getrübt; auf den Hochflächen schneiden sie sich auch meist wenig oder gar nicht ein, selbst wenn ihr Untergrund aus lockerem Material besteht. Ganz anders wirkt hingegen ein heftiger Regen in dem mit Feldern bestandenen Hügellande. Hier wird die Abspülung von sehr großer Bedeutung, die Bäche trüben sich daher sehr stark. Bei jedem stärkeren Niederschlage oder zur Zeit der Schneeschmelze werden an den Abhängen die vorhandenen Wasserrisse vertieft oder neue eingegraben. Man darf wohl als gesichert annehmen, daß Besion und Denudation unter den heutigen bahnen im Thüringer Hügellande viel intensiver an der Arbeit sind, als auf den Hochflächen des östlichen Thüringer Waldes oder des Harzes. Nun sind die heutigen Verhältnisse teilweise nicht mehr die natürlichen, sondern künstliche. An der Verstärkung der Denudation im Hügellande trägt der Mensch die Hauptschuld, 42 der den Wald rodete und Jahr für Jahr die Vegetationsdecke über weite Flächen vernichtet. Jedenfalls sind die heutigen Abtragungs-Verhältnisse nicht ohne weiteres auf die Vorgänge im Tertiär zu übertragen. Ich habe sie lediglich benutzt, um an ihrem Beispiel zu zeigen, daß keineswegs nur die Höhen- lage, sondern unter Umständen ganz andere Faktoren für die Abtragung von ausschlaggebender Bedeutung werden können. Es scheint aber auch bei der postoligocänen Erosion die absolute Meereshöhe nur eine untergeordnete Rolle zu spielen. Wenn die Peneplain sich an der einen Stelle erhalten hat, an der anderen aber zerstört wurde, so ıst dies wohl ın erster Linie auf den Gesteinscharakter, in zweiter auf das Vorhanden- sein von Anpriffsflächen zurückzuführen. Welche Bedeutung der Gesteinsbeschaffenheit zukommt, läßt sich besonders klar am Südostrande des Thüringer Beckens erkennen. Im Muschelkalkgebiete der Ilmplatte ‚hat sich die alte Landoberfläche im allgemeinen erhalten können, in den ebenso hochgelegenen Buntsandstein- und Keuperdistrikten östlich und nordwestlich von diesem Muschelkalkstreifen wurde sie hingegen meist völlig zerstört. Die Gründe für das ungleiche Maß von Denudation bei gleicher Höhenlage und gleichen Regenmengen liegen auf der Hand. Auf der Muschelkalkplatte versinkt ein großer Teil der Niederschläge; die chemische Erosion im Innern des Muschelkalkes mag daher ziemlich be- trächtlich sein, die mechanische an seiner Oberfläche ist hin- gegen von geringer Bedeutung. Im Buntsandstein und besonders im Keuper sind die Gesteine dagegen vielfach undurchlässig, die Abspülung muß dementsprechend eine größere Rolle spielen. Außerdem sind aber diese Gesteine an und für sich noch leichter zerstörbar als der Muschelkalk, und zwar Keuper in höherem Grade als Buntsandstein. Wir sehen daher an einzelnen Stellen, z. B. nördlich von der Roda und im Plateau der Finne, Bunt- sandstein die alte Landoberfläche bilden, während dies beim Keuper fast niemals der Fall ist. Von sehr großer Bedeutung ist aber nah die Art der Angriffsfläche. Zwei Regionen von Plateaucharakter können die gleiche Meereshöhe haben; in dem einen Falle aber senkt sich das Terrain fast unmerklich, in einer äußerst ausgedehnten schiefen Ebene bis zum Meeresspiegel, in dem anderen aber stürzt es schroff zu einem Tieflande ab. Auf der sehr flachen schiefen Ebene werden, besonders wenn sie mit Wald bestanden ist, die Flüsse nur sehr langsam sich einschneiden, dem- entsprechend wird die Denudation nur ganz allmähliche Fort- schritte machen können. Ein Steilabfall, wie wir ihn aber im 343 zweiten Falle angenommen haben, bildet stets eine leicht ver- wundbare Stelle, und von ihm aus wird die Erosion rasch gegen das Innere des Hochplateaus vorschreiten können. Beide Fälle beobachten wir, wenn auch nicht im Extrem, in Thüringen. Der östliche Teil des Thüringer Waldes und das Vogtländische Bergland senken sich ganz allmählich zur Leipziger Bucht hinab. Durch keine Dislokationen wird das Gebiet der paläozoischen Schiefer hier von den permischen und triadischen Deckgesteinen getrennt. Aus diesen Verhältnissen läßt es sich leicht erklären, daß gerade hier noch große Teile der präoligocänen Landoberfläche auch in sehr bedeutenden Meereshöhen erhalten geblieben sind. Der nordwestliche, vorwiegend aus permischen Gesteinen zusammengesetzte Teil des Thüringer Waldes wird jedoch durch gewaltige Flexuren und Verwerfungen von den Triasgebieten zu beiden Seiten getrennt. An den steilen Außenrändern dieses Gebirgsteiles fand die Erosion daher willkommene Angriffs- flächen. Daß die Peneplain im nordwestlichen Thüringer Walde so völlig zerstört wurde, erklärt sich aber teilweise auch noch durch die Schmalheit des Gebirges. So hängt es denn wesentlich von der Gesteinsbeschaffenheit und dem Charakter der postoligocänen Dislokationen ab, ob und wieviel sich von der präoligocänen Peneplain bis auf den heutigen Tag erhalten hat. 6. Präoligocäne Dislokationen. Wir dürfen hier von der Voraussetzung ausgehen, daß sicher wohl die Sedimente des Lias, wahrscheinlich aber auch noch die des oberen Juras den Boden Thüringens gleichmäßig bedeckten. Nun haben uns aber die vorausgehenden Ausführungen gezeigt, daß unmittelbar vor der Ablagerung der oligocänen Sedimente bereits sehr verschiedenalterige Gesteine den Untergrund einer subaerisch gebildeten Landoberfläche bildeten. Im östlichen Thüringer Walde, im Vogtlande und im Frankenwalde auf der einen Seite, ım Harze auf der anderen traten bereits alt- paläozoische Schiefer zutage, an ihren Rändern standen - permische Gesteine an, Trias bildete den Untergrund des heutigen Thüringer Hügellandes, Lias hatte im Thüringer Becken, obere Kreide an seinem Nordwestrande wohl noch eine nicht ganz unbeträchtliche Verbreitung. Wenn also unmittelbar vor dem Oligocän bereits so verschiedenalterige Gesteine an der Erdoberfläche Be anstehen, während zur Zeit des oberen Juras noch wahrscheinlich marine Sedimente allenthalben ab- gelagert wurden, so müssen zwischen oberem Jura und Oligocän sehr bedeutende Dislokationen statt- gefunden haben, und ihnen müssen höchst umfangreiche Abtragungen gewaltiger Schichtkomplexe gefolgt sein. Es wird nun unsere Aufgabe sein, diesen präoligocänen Dis- lokationen, so weit wie möglich, nachzugehen. a) Die ostthüringische Monoklinale. Am besten beginnen wir unsere Betrachtungen mit den einfachen Verhältnissen am ÖOstrande des Thüringer Beckens. Wenn man hier die präoligocäne Landoberfläche in der Richtung von SO nach NW, etwa in dem Querschnitt Schleiz-Apolda rekonstruiert, so sieht man sie immer jüngere Schichten schneiden; zuerst bilden alte Schiefer, dann Zechstein, endlich sämtliche Triasglieder in der Reihenfolge von unten nach oben den Unter- grund der Peneplain. Bestätigt wird diese Anschauung durch die Lage des Oligocäns, das alle diese so verschiedenalterigen Gesteine, allerdings nicht direkt in diesem Querschnitte, in der gleichen Reihenfolge überdeckt. Es müssen also weit vor Ab- lagerung des ÖOligocäns diese Schichten des Flözgebirges und ihre altpaläozoische Schiefer-Unterlage schief gestellt und mehr oder minder stark abgewaschen worden sein. Die durch diese präoligocäne Dislokation geschaffene Lagerungsform nenne ich: die ostthüringische Monoklinale!). Das Streichen der ostthüringischen Monoklinale läßt sich am besten in dem fast ganz geraden und verhältnismäßig schmalen Zechsteinbande Saalfeld-Weida erkennen; es ist ONO und bildet mit dem Streichen des alten Schiefergebirges, das zwischen NO und NNO liegt, einen Winkel von ca. 30°. Die Unterkante dieses Zechsteinbandes schneidet infolge dessen die Culmmulde von Ziegenrück im spitzem Winkel durch. Das Zechsteinband Saalfeld-Weida läßt sich aber über diese beiden Orte mit gleichem Streichen nicht weiter verfolgen; an beiden Enden würde seine geradlinige Verlängerung direkt ins alte Schiefergebirge führen. An der Elster biegt der Zechstein plötzlich um und zieht, deren Lauf folgend, nach Norden; bei Saalfeld hingegen geht der Zechstein unvermittelt aus der ONO- in die WNW-Richtung über. Die gleiche Umbiegung ) Vergl. auch ZIMMERMANN: Erläut. zu Bl. Stadt Ilm der geolog. Spezialkarte, und zwar den Abschnitt: Lagerungsverhältnisse S. 45—97. 345 läßt sich, wenn auch nicht so stark, in den Triashorizonten der ostthüringischen Monoklinale feststellen. Der Grund für das Umbiegen der Streichrichtung ist in beiden Fällen leicht ersichtlich; es erfolgt bei Saalfeld wie bei Weida deswegen, weil die Streichrichtung der ostthüringischen Monoklinale mit einer sehr bedeutenden Störungslinie zusammen- trifft, die in hercynischer, d.h. WNW-Richtung verläuft. Wären nun diese hercynischen Dislokationen jünger als die ostthürin- sische Monoklinale, so würden sie diese voraussichtlich ver- werfen, aber nicht wesentlich in ihrem Streichen ablenken. Dies ist jedoch nicht der Fall; ohne Bruch biegt das Zech- steinband Saalfeld-Weida an seinen beiden Endpunkten in die hereynische Richtung um. Ein Gegenstück hierzu hat GrupE!) im Solling beobachtet; er hat gefunden, daß dort die Störungen der rheinischen, d. h. N—S-Richtung in scharfen Winkeln, aber ohne Bruch, in die der hercynischen Richtung übergehen und hat daraus mit Recht gefolgert, daß beide Störungsrichtungen das gleiche Alter besitzen. Denselben Schluß können wir aber auf die Verhältnisse im östlichen Thüringen übertragen. Wir dürfen also annehmen, daß die Bildung der ostthürin- gischen Monoklinale und die der beiden sie begren- zenideen shereynischen Störungen ın dieselbe Dis- lokationsperiode fällt. Damit wäre aber bereits das prä- oligocäne Alter von zwei hercynischen Störungslinien, und zwar den bedeutendsten, die das Thüringer Becken betroffen haben, bewiesen. Sehen wir nun zu, ob weitere Beobachtungen an die hercynischen Störungen selbst sich in das hier angenommene Bild einfügen. b) Die Finnestörung. Von allen Störungslinien, die das Gebiet zwischen Thüringer Wald und Harz durchziehen, ist die Finnestörung wohl die wichtigste. Sie bildet den eigentlichen Abschluß des Thüringer Zentralbeckens nach NO, die richtige Erkennung ihres Alters ist also auch für die Auffassung des Thüringer Beckens von maßgebender Bedeutung. Am kräftigsten ist diese Störungsliniie in dem Stück zwischen Unstrut und Saale ausgeprägt; an manchen Stellen ist hier ihr Bau äußerst kompliziert. Mit abnehmender Intensität läßt sie sich gegen WNW bis über Sondershausen hinaus ) O0. Grupz: Präoligocäne und jungmiocäne Dislokationen und Jertiäre Transgressionen im Solling und seinem nördlichen Vorlande. tahrb. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanst. 1908, S. 623. 846 wahrnehmen; nach OSO ist sie neuerdings durch K. WALTHER bis in die Gegend von Eisenberg verfolgt worden, wahrscheinlich streicht sie aber hier noch viel weiter. Ich möchte sogar an- nehmen, daß die bekannte Versenkung am Ida-Waldhause bei Greiz, dank deren sich eine Scholle von Muschelkalk mitten im Schiefergebirge erhalten hat, noch in Verbindung mit ihr steht. (Ein Zusammenhang dieser Scholle mit der Leuchtenburg- Störung, wie ihn CorTrA!), annimmt, erscheint mir aus mehreren Gründen sehr unwahrscheinlich.) Ich habe bereits in einem der früheren Kapitel ausgeführt, daß der Zug der Hainleite in den ausgedehnten Plateaus des Düns und Hainichs wurzelt. Nun wurden aber die Oberfläche der Hainleite wie die der weiter westlich gelegenen Muschelkalk- platten als präoligocäne Peneplain aufgefaßt. In der Hainleite fällt die Hochfläche aber keineswegs mit einer Schichtfläche zusammen, sondern schneidet diese, und zwar in desto steilerem Winkel, je mehr man sich von Westen her der Sachsenburger Pforte nähert. In dieser Steilstellung der Schichten hat man nun den ersten Beginn der Finnestörung zu erblicken; da aber die präoligocäne Landoberfläche die Schichten. durchschneidet, so muß auch die Dislokation, wenigstens hier, der Oligocänzeit weit vorausgegangen sein. Östlich von der Unstrut verschärft sich rasch die Dislokation. Aus einer Flexur wird eine Verwerfung, die an einzelnen Stellen in eine Überschiebung übergeht, an anderen sich in mehrere Bruchspalten gabelt. Es soll uns hier jedoch weniger der Charakter der Dislokation, als ihr Alter interessieren. Unmittelbar östlich von der Sachsenburger Pforte findet sich nun wiederum ein sehr klarer Beweis für ihr präoligocänes Alter. An zwei Stellen liest Oligocänkies auf den steilgestellten Schichtenköpfen des Muschelkalks, an der einen bedeckt er nach der Darstellung des Kartenblattes Schillingstädt Nodosus- Schichten, an der anderen Terebratelkalk des unteren Muschel- kalks. Diese Auflagerung des Oligocäns ist nur denkbar, wenn man annimmt, daß der Muschelkalk sehr frühzeitig disloziert und schon vor dem Öligocän zu einer nahezu ebenen Fläche abgetragen worden war. Weiter im Osten, bis zur Saale, scheinen solche Oligocän- lecken leider im Störungszuge der Finne zu fehlen; dafür spricht aber die heutige Landoberfläche ein sehr deutliches Wort. "Zwischen Eckartsberga und Tauhardt dehnt sich ein weites ') B. v. Corta: Bemerkungen über Erhebungslinien im Thüringer Flözgebirge. N. Jahrb. f. Min. 1840, S. 272. 347 Buntsandstein-Plateau aus, dessen Meereshöhe etwa 300 m be- trägt; durch den Sattel von Pleismar, der von der präglazialen Ilm überflossen worden ist, hängt es mit einer anderen Hoch- fläche zusammen, die in der Gegend von Dietrichsroda und Burkersroda ca. 290 m Meereshöhe erreicht. Diese Flächen senken sich langsam nach Östen; in ihrer Verlängerung liest, östlich von der Talfurche des Hasselbaches, die Hochfläche des Langen Berges ca. 260 m über NN; sie trägt bereits Oligocän. Es unterliegt wohl keinem Zweifel, daß alle diese Hochflächen, die heute noch nicht stark zerschnitten sind, ursprünglich ein großes zusammenhängendes Plateau bildeten; da aber auf dem Langen Berge oligocäne Kiese die Hochebene überdecken, so wird man in der Oberfläche des gesamten Plateaus eine präoligocäne Peneplain zu sehen haben. Nordwestlich von Tauhardt steigt die Plateaufläche des Buntsandsteins noch erheblich an und erreicht in den südöstlichen Teilen der Schrecke Höhen von über 360 m. An die Hochflächen der Finne grenzt im Südwesten das tief erodierte Keupergebiet, als dessen beide Brennpunkte wir Buttstädt und Kölleda bezeichnen können. Es ist ein Hügelland mit langgestreckten Rücken, die nur selten Höhen von 260 m erreichen, meist aber erheblich darunter bleiben. An der Grenze dieses tief erodierten Keupergebietes und der Buntsandsteinhoch- fläche der Finne aber liegt der schmale, steilgestellte Muschel- kalkzug, der von der Sachsenburger Pforte bis über Eckartsberga hinaus zu verfolgen ist. Es ist nun selbstverständlich, daß dieser Muschelkalkzug, der das tiefgelegene Keupergelände nach NO abschließt, durch Erosion mannigfaltig zerstückelt und erniedrigt worden ist. An einzelnen Stellen aber erreichen auch heute noch die Muschelkalk- höhen die der Buntsandsteinplateaus, d. h. die der präoligocänen Peneplain. So haben die höchsten Erhebungen zwischen dem Burgberg bei Eckartsberga und Burgholzhausen 290 bis 300 m Meereshöhe, d.h. sie liegen in dem Niveau der Buntsandstein- fläche von Tauhardt. Nordwestlich von Burgholzhausen, wo die Sandsteinflächen ihre größte Meereshöhe erreichen, über- steigen auch die Spitzen des Muschelkalkrückens 300 m, sie erreichen sogar am Kinselsberge bei Burgwenden 3830 m, während die entsprechende Höhe im Buntsandsteingebiet nur etwas über 360 m liegt. Aus allen diesen Beobachtungen läßt sich ungezwungen wohl nur der eine Schluß ableiten: daß die Buntsandstein- plateaus und der Muschelkalkzug der Finne, Schrecke und Schmücke ursprünglich eine zusammenhängende 948 Tafel bildeten, deren Oberfläche eine alte, präoligo- cäne Landoberfläche darstellt. Diese Tafel hat durch postoligocäne Krustenbewegungen ihre heutigen Höhenlage und ihre Schiefstellung erhalten. Wären die zahlreichen Flexuren, Überschiebungen und Verwerfungen der Finne-Störungszone erst in postoligocäner Zeit aufgetreten, so hätten sie die Tafel in der mannigfaltigsten Weise zerstückeln müssen. Sie hätten Stufen, Absätze, Furchen und Höhenzüge hervorrufen müssen, die heute noch ebenso oder noch besser sichtbar wären, wie die präoligocäne Peneplain. Allein davon ist nichts zu sehen. Selbst sehr bedeutende Verwerfungen treten an der Öberfläche gar nicht hervor. HExkEL, dem wir so viele schöne Beobachtungen über den Störungszug der Finne verdanken, sagt!) selbst bei Beschreibung einer Dislokation, die sämtliche Glieder des Muschelkalks an Buntsandstein stoßen läßt: „Sehr zu beachten ist, daß diese Spalte, an der eine vertikale Verschiebung von mindestens 200 m statt- gefunden hat, nicht die geringste direkte Spur an der Oberfläche mehr erkennen läßt.“ Ebenso zeigen HENKELS Profile 2 und 3, daß die höchst bedeutende Verwerfung an der Kahre bei Eckartsberga, die Mittleren Muschelkalk neben Röt, Oberen Wellenkalk neben Mittleren Buntsandstein lagert, in der Landschaft gar nicht hervortritt (vgl. Figur 16). Wenn in der Störungszone der Finne ein unruhiges Relief entstanden ist, so ist es niemals direkt durch tektonische Bewegungen, sondern ganz ausschließlich durch die verschiedene Widerstandsfähigkeit der Gesteine hervorgerufen worden. Schwer angreifbare Ge- steine wie der Untere Muschelkalk, treten in Gestalt von Rücken und Kuppen heraus, leicht verwitternde, wie Unterer und Oberer Buntsandstein bilden Vertiefungen. Dies aber ge- schieht ohne jede Rücksicht darauf, ob die betreffenden Gesteine in Horsten oder in Gräben anstehen. ScHützes ?) Bemerkung, daß „die speziellere Gliederung des Geländes in Berg und Tal in dem Störungsgebiet allüberall durch die Verwerfungen bedingt wird“, ist zweifellos unrichtig und wird am besten durch seine eigenen Profile selbst widerlegt. So treten in seinem Profil 8, Schmiedehäuser Chaussee-Steinberg, (kopiert in Figur 16) hintereinander drei Verwerfungen auf, die auch nicht die geringste Gliederung der tischebenen Hochfläche hervorzubringen vermögen. ') L. Hrnken: Beiträge zur Geologie des nordöstlichen Thüringens. Beil. z. Jahresber. d. Kgl. Landesschule Pforta. Naumburg 1903, S. 18. 2) E. Schürze: Tektonische Störungen der triad. Schichten bei Eckartsberga usw. Jahrb. Kgl. Preuß. Geolg. Landesanst. 1898, S. 98. 349 F2r22] Diluvium und Alluvium Be Trochiteukalk Eur Nodosenkalk D oO . H = x > = ci en 7 M \ E < S je IN [0 5} oO — Ci N — & ® 2 S Ri I N =) > &D gs 3 ES IN 2 ea 2 = x © ® n FIN N iz © = - 8 See g ne NN m 77 S me en: Ran Si 20235 N es hi | a az II Ne Ei INN Ne) = .P em rR] N as INN SS.» Als RS 385% N 25 süß Ss eo \ En m = N er IN en D SI) ES \ ® S DD ee _ 222 a Su Sulz 7 HN, DE Eh NeD ES Sg 1 3 6) = Br yır = BT it N = Q © = RD =) (AN ri S S fe e II en as a II .S = 3 Sach III © Eee IS, > a = III un ge) & :S Ni a I Ni 0 5 7 = se: N E 25 IN, S S 3 © © = —d ©& Vo N = = i SS 3 I SRV \ 2 RM = = ES SAN e2) 5 ao ESS 02) Fr zo ON rg ER) IL N a = 3 Er ke! N 288 UT Se Ss aa 8x „AM \ u © N oe us 8 DISK “oo ® I Sen el se } da 8 m All N 350 Im Profil 3 lagert nördlich vom Burgberg Mittlerer Buntsand- stein, südlich von ihm Lettenkohle in annähernd gleicher Höhe, obgleich ihre tektonische Wertigkeit nach ScuürzE sehr ver- schieden ist. Wir gelangen also zu dem Ergebnisse: Auch in den Höhenzügen, die das Thüringer Zentralbecken zwischen Saale und Unstrut nach Nordosten abgrenzen, ist eine präoligocäne Landoberfläche deutlich wahrnehm- bar. Die zahlreichen und teilweise sehr intensiven Störungen der Finne-Zone dislozieren die Peneplain nicht, sondern werden von dieser abgeschnitten, sie müssen demnach weit vor der Oligocänzeit angelegt worden sein. Wenn Finne, Schmücke und Schrecke heute als Höhenzüge hervortreten, so verdanken sie das teils der Hebung der präoligocänen Peneplain im ganzen, teils der postoligocänen Erosion. Am schärfsten tritt der Muschelkalkzug der Hainleite und der Schmücke dort hervor, wo, wie in der Nachbarschaft der Sachsenburger Pforte, Ranger allen, Buntsandstein nördlich von ihm am stärksten Senn. ozulen sind. Nach Überschreitung der Saale setzt sich die Störungs- zone der Finne in zwei Mulden fort, wie insbesondere K. WALTHER!) gezeigt hat. Bei Rockau, Mertendorf und Poppen- dorf überlagert Oligocän gleichmäßig die eingeebnete Oberfläche der einen Mulde; nahe beieinander liegt es auf sämtlichen Muschelkalk-Horizonten von Unterem Wellenkalk bis zu den Nodosen-Schichten. Schon K. WALTHER hat daraus den selbst- verständlichen Schluß gezogen, daß die Störungen alt- oder voroligocänes Alter haben müssen. Nach unserer Auf- fassung trennt sie ein langer Zeitraum vom ÖOligocän, denn die von ihnen hervorgerufenen Verbiegungen der Erdoberfläche mußten bereits ausgeglichen sein, als sich das Oligocän ablagerte. Die nördliche der beiden Schichtmulden geht südöstlich von Thierschneck wieder in eine Verwerfung über, die be- sonders bei Gösen sehr 'deutlich zu erkennen ist. Auch hier überdeckt das Oligocän, worauf speziell eine Fußnote in K. WALTHERSs Arbeit hinweist, die beiden an der Verwerfungskluft liegenden Gesteine, die Dislokation erweist sich also als präoligocän. In dem Buntsandsteingebiet südöstlich von Eisenberg |ist die Störungszone bisher noch nicht nachgewiesen worden. Nach freundlichen Mitteilungen von Herrn Professor KoLEscH-Jena ") K. WALTHER: Geologische Beobachtungen in der Gegend von Jena. N. Jahrb. f. Min. Beilage-Band 21, 1905, S.63 fl. 351 kann aber die Verwerfung Gösen-Eisenberg mit Sicherheit bis zu der sog. Alten Straße verfolgt werden, die Weißenborn mit Seifartsdorf verbindet. Ich möchte weiter das Auftreten des Zechsteins bei Töppeln, die Verwerfung im Buntsandstein bei Scheiben-Grobsdorf, schließlich auch die ausgedehnte Versenkung von Buntsandstein in alte Schiefer in der Nachbarschaft von Niebra und Berga mit der Störungszone der Finne in Verbindung setzen. Letztere aber weist auf die isolierte Muschelkalk-Scholle vom Ida-Wald- hause bei Greiz hin, und in ihr dürfte wohl die allerletzte erkennbare Äußerung der Finnestörung zu erblicken sein. Darin, daß sich ihr WNW-Streichen allmählich in NW- und schließlich in N-Streichen abändert, darf man wohl eine Be- einflussung durch die ostthüringische Monoklinale erkennen. Im sanzen Verlaufe dieser langen Störungszone deutet nichts auf starke postoligocäne Dislokationen hin. Hingegen lassen die Beziehungen zu oligocänen Sedimenten und zur präoligocänen Abtragungsebene an vielen Stellen deutlich erkennen, daß die Haupt- dislokationsperiode dem ÖOligocän weit voraus- gegangen ist. Die Störungszone der Finne gehört (in weiterem Sinne) (vgl. auch S. 378) dem Südwestflügel einer ge- waltigen weitgespannten präoligocänen Antiklinale an. Den Kern der Antiklinale bildet im nordwest- lichen Teile der Störungszone der Harz. Östlich von Sondershausen aber tritt im Kyffhäuser ein zweiter Antiklinalkern auf, der sich nach Südosten bis zu den permischen Hügeln von Bottendorf ver- folgen läßt. Zwischen Kyffhäuser und Harz aber liegt eine verhältnismäßig schmale präoligocäne Mulde, deren Verlauf etwa die Goldene Aue be- zeichnet. Wir kommen auf den Zusammenhang zwischen den dislozierten Triaszügen am Nordostrande des Thüringer Zentralbeckens und dem Harz, bzw. dem Kyffhäuser später noch einmal im einzelnen zurück, wenden uns aber jetzt zu- nächst der Störungszone von Saalfeld-Blankenburg und ihrer Fortsetzung nach WNW zu. Ä c) Die Störungszone Eichenberg-Gotha-Arnstadt-Saalfeld. Von allen Dislokationszonen, die Thüringen durchqueren, ist dies die längste und für unsere Betrachtungen insofern recht wichtig, als sie in einem Teile ihres Verlaufes als Rand- '352 spalte des Thüringer Waldes auftritt, zum größten Teile aber das Thüringer Becken durchzieht. Wir haben bereits früher festgestellt, wie die ostthüringische Monoklinale bei Saalfeld ohne Bruch in diese Störungszone umlenkt; da aber jene unzweifelhaft präoligocän ist, so muß es auch diese, wenigstens auf der Strecke Saalfeld-Blankenburg, sein. (Es soll hier vorausgeschickt werden, daß die präoli- gocäne Dislokationszone sehr viel später auch von postoligocänen Krustenbewegungen benutzt worden ist, die den Thüringer Wald über das Triasvorland emporhoben.) Das Vorhandensein einer kräftigen präoligocänen Störung in der Zone Saalfeld-Blankenburg kann man übrigens auch auf anderem Wege noch ableiten. Nördlich von Saalfeld bildet hauptsächlich Muschelkalk den Untergrund der präoligocänen Peneplain, während südlich von der Zone Blankenburg-Saalfeld die, heute allerdings nur in geringen Resten erhaltene, Peneplain bereits das Schiefergebirge anschneidet. NRekonstruiert man die Sachlage, wie sie bei Beginn der Oligocänzeit bestand, so sieht man, daß nördlich und südlich von dem heutigen Unter- laufe der Schwarza sehr verschiedenalterige Gesteine an die Erdoberfläche traten. Dies aber ist nur denkbar, wenn an ihrer Grenze weit vor dem Öligocän eine gewaltige Störung verlief, infolge deren das Schiefergebirge im Süden schon frühzeitig von seinem Sedimentmantel befreit wurde. In dem ausgedehnten Buntsandsteingebiete des Paulinzeller Forstes ist die Saalfeld-Blankenburger Störung bisher noch nicht verfolgt worden; sie wird erst wieder deutlich sichtbar, wo sie südöstlich von Gösselborn das Muschelkalkgebiet betritt. Man kann die Dislokation von Gösselborn als eine durch zahl- reiche Brüche komplizierte Flexur ansehen, an der der Nord- ostflügel abgesunken ist. Jedoch macht sich diese Bewegung in der Landschaft gar nicht mehr, bemerkbar. Im Gegen- teil, der abgesunkene Muschelkalk erhebt sich heute hoch über das Buntsandsteingelände. Die ganze Scenerie ist lediglich ein Werk der Erosion, die härteren Gesteine bilden die Höhen, die weicheren die Tiefen, ohne daß irgend eine Beziehung zu ihrer ursprünglichen, homchh die Tektonik bedingten Lage zu erkennen ist!). (Fig. 18.) Noch viel deutlicher tritt die völlige Unabhängigkeit des heutigen Reliefs dem Gebirgsbau im weiteren Verlaufe der !) Schon ZIMMERMANN hält im Jahre 1892 das präoligocäne Alter der Störungen auf Blatt Stadt Ilm für wahrscheinlich. Erläuterung zu Blatt Stadt Ilm d. geol. Spezialkarte v. Preußen, S. 57. Störungszone hervor. Der Kalkberg und die anderen Muschelkalkhöhen bei Haar- hausen liegen in einer Antiklinale, die Wachsen- burg und der Rohnberg in einer Synklinale; in beiden Fällen ragen diese Höhen über das benachbarte Gebiet flachgelagerter Keupermer- sel hervor, die Gesteine der Synklinale sogar noch stärker als die der Anti- klinale.e An dem Bau des Seeberges bei Gotha be- teiligen sich ebenfalls, in edler Unparteilichkeit, an- tiklinal gestellter Muschel- kalkund synklinal gelagertes Rät, wobei wiederum die Synklinalgesteine ein höhe- res Niveau einnehmen als die antiklinalen. Ich werde später an dem besonders klaren Falle der Leuchtenburg bei Kahla den Beweis erbringen, daß diese Unabhängigkeit des heutigen Reliefs von der Tektonik, die in vielen Fällen direkt zu einer Umkehrung des ursprüng- lichen Reliefs führt, nur dann eintreten kann, wenn die Erdoberfläche durch das Stadium einer Peneplain hindurchgegangen ist. Nordwestlich von Gotha nähert man sich bereits wieder der Peneplain des Hainichs. Wie nicht anders zu erwarten, machen sich hier die Dislokationen ®) at Ze | u Bailı I eo Se Sso®o ns Bel je nA 5 8 | EN ES: : BF Se IS) = SS Ace an) Zu o <« > sus = on 5 = Sa © ns FE En as =| =) Sie Has} N ’- ) Bu: @) am a SIE En E > SEE N Ne) sızs ID nn © :8 N nn 822 DI) ) Fr ee [7 SS AS © 5) I. fe DerHA © hi) 2 Ba 3 Ss —— 3) ALLER 7 sES8 TTS S IQ ES = nF || Ze nun om m AN) SS N) | 38 | 3 I i \ ll zig Il | = III} Sr= I) I! rn INN E I III Il |) I, nl |||) Il | II ZN) 72) | an der Erdoberfläche morpho- logisch nicht mehr bemerkbar. Schon in dem flachen Krahn- Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 23 berg- bei Gotha treten weder die synklinal noch die antiklinal vestellten Partien in der Landschaft hervor. Es hat keinen Zweck, die Störungszone weiter bis ins Leinetal zu verfolgen; schon das hier Gesagte genügt wohl, um zu beweisen, daß die Störungen in der Hauptsache weit vor der Oligocänzeit erfolgten, wenn auch postoligocäne Be- wesungen, besonders im südöstlichen Teile der Dislokations- zone, den älteren gefolst sind. d) Die nördlichen Randspalten des nordwestlichen Thüringer Waldes. Völlige Analoga zu der Störungszone Eichenberg-Saalfeld stellen die übrigen nördlichen Randspalten des Thüringer Waldes dar. Sie grenzen, wie diese, eine Zeitlang, den Thüringer Wald gegen sein Triasvorland ab und ziehen dann geradlinig verlaufend, mehr oder minder weit in das Trias- gebiet hinein. In dieser Art kann man mindestens 4 einander ablösende Dislokationen nachweisen, die von Amt Gehren- Langewiesen, die von Friedrichsanfang-Ohrdruf-Waliershausen, die von Friedrichroda-Tabarz und schließlich jene komplizierte!) Störungszone, die westlich von Thal beginnend über Eisenach nach Creuzburg und Netra streicht. Weder von einer alten Landoberfläche noch von oligocänen Sedimenten hat sich ım Gebiete dieser Störungen etwas er- halten. Daß auf diesen Bruchlinien postoligocäne Bewegungen stattfanden, geht aus ihrer Funktion als Randspalten des Thüringer Waldes hervor. Darauf, aber daß ihnen bereits präoligocäne Bewegungen vorausgingen, deutet die völlige Analogie mit der Störungszone Saalfeld-Eichenberg hin. Auf ein hohes Alter der Störungslinien läßt aber auch die Um- kehrung des ursprünglichen Reliefs schließen, wie sie an manchen Stellen im Triasgebiete wahrzunehmen ist. So erhebt sich an der Gräfenhain-Waltershauser Verwerfung der abgesunkene Muschelkalk stellenweise ziemlich hoch über den stehen- gebliebenen Buntsandstein. e) Die südlichen Randspalten des Thüringer Waldes. Was für die Störungen am Nordrande des nordwestlichen Thüringer Waldes wahrscheinlich ist, dürfte aber auch für seine ') E. Naumann: Über Gebirgsstörungen am Nordwestende des Thüringer Waldes. Jahrb. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanst. 1905, S. 680. südwestlichen Randstörungen Gültigkeit besitzen. Daß ins- besondere die lange Verwerfungskluft, die von der Stockheimer Perminsel bis über Suhl hinaus verläuft, schon einmal in prä- oligocäner Zeit angelegt worden war, unterliegt wohl keinem Zweifel. Diese Dislokation läßt in ihrem südöstlichsten Teile Culm an Buntsandstein treten. Da sich aber im Culmgebiet die präoligocäne Peneplain ausgezeichnet erhalten hat, so muß hier Trias schon sehr frühzeitig abgetragen worden sein. Die heutige Randspalte trennte also schon weit vor dem Oligocän hochgelegenes Gebiet im Nordosten, von dem bis zur präo- lisoeänen Peneplain sehr viel abgetragen wurde, von tief- selegenem im Südwesten, das viel weniger durch die Erosion angegriffen wurde. Wenn sich aber diese lange Bruchlinie als bereits weit vor dem Oligocän angelegt erweist, so ist dies für die in ihrer nordwestlichen Verlängerung liegenden übrigen Spalten am Südwestrande des Thüringer Waldes zum mindesten äußerst wahrscheinlich. Nach dieser Auffassung hat also nicht nur das Thüringer Schiefergebirge, sondern auch der aus Rotliegend- Gesteinen bestehende Nordwestteil des Thüringer Waldes bereits lange vor dem Oligocän einmal als Gebirge bestanden. f) Die Störungen im Triasgebiet südwestlich vom Thüringer Walde. A. Die Dislokationen von Hessles-Näherstilleundvom Kleinen Dolmar. Den mittleren Teilen des Thüringer Waldes im Südwesten vorgelagert sind die merkwürdigen, von Bückıxe!) so genau beschriebenen Störungen von Hessles-Näherstile und vom Kleinen Dolmar. Es handelt sich hier nicht um Verwerfungen, sondern um Überschiebungen. Zechstein ist in das Niveau des Buntsandsteins hinaufgepreßt worden, im Liegenden der Dislokationskluft wurde aber an vielen Stellen Muschelkalk in ein tieferes Niveau hinabgedrückt. Also, wenn man sich so ausdrücken darf, gleichzeitig Überschiebung und Unterschiebung. ') H. Bückıne: Gebirgsstörungen und Frosionserscheinungen südwestlich vom Thüringer Walde. Jahrb. Kgl. Preuß. Geol. Landes- anstalt 1880, S. 60. — Gebirgsstörungen südwestlich vom Thüringer Wald. Ebenda, 1884, 3. 546. 93* Diese höchst interessanten Dislokationen liegen in tief erodiertem Buntsandsteingebiet. Von einer präoligocänen Peneplain oder von oligocänen Sedimenten ist in ihrer Nach- barschaft nichts erhalten geblieben. Aber das heutige Relief der Störungszonen scheint darauf hinzudeuten, daß sie im wesentlichen schon vor dem Oligocän bestanden haben. Nicht dürch die tektonische Wertigkeit, sondern nur durch die verschiedene Widerstandsfähigkeit gegen die zerstörenden Kräfte wird die heutige Höhenlage der ver- schiedenen, in der Dislokation aneinanderstoßenden Gesteine bestimmt. Die härteren Gesteine des Zechsteins und Muschel- kalks ragen über die weicheren des Unteren und Oberen Bunt- sandsteins empor. Allerdings läßt die heutige Form der Oberfläche in diesem Falle keinen ganz bestimmten Schluß auf die präoligocäne An- lage der Dislokationen zu, da es sich hier augenscheinlich nicht um eine Umkehrung eines uralten Reliefs handelt. Daß aber auch dieser Zug von Dislokationen nicht erst im Tertiär entstanden ist, macht abgesehen von allem anderen ein Ver- gleich mit den Thüringerwald-Spalten und mit den weiter südwestlich gelegenen, besonders den Störungen der Marisfelder Mulde, zum mindesten sehr wahrscheinlich. B. Die Marisfelder Mulde und die Störungenzeer Hahnberges. Dort, wo in größerer Entfernung vom Thüringer Walde Basalt und oligocäne Schotter die alte Peneplain überdecken, gewinnen wir wieder festeren Boden. Von großer Bedeutung sind besonders die Verhältnisse am Großen Dolmar. Den obersten Teil des aussichtreichen Berges bildet eine Basaltmasse von birnenförmigem Umriß, die Triasgesteinen von sehr verschiedenem Alter auflagert!). Der südwestliche, breitere Teil des Stromes liest auf Unterem, an zwei Stellen auf Mittlerem Keuper, die nordöst- liche, verschmälerte Partie der Reihe nach auf sämtlichen Triashorizonten vom Oberen Muschelkalk bis zum Röt. Um diese Auflagerung eines nicht sehr ausgedehnten Restes einer !) Die eigentümliche Form des Großen Dolmars läßt Bückıng und FRANTZEN (Erläut. Bl. Wasungen, S. 36) vermuten, daß der Basalt nicht ausschließlich den Rest einer Decke darstellt, sondern zum Teil auch als Ausfüllung einer Spalte zu betrachten ist. Die Frage dürfte im Augenblicke kaum zu entscheiden sein. Doch wird man für eine Spalte kaum eine größere Breite als 20, höchstens 50 m annehmen dürfen. Danach wäre aber auch der verschmälerte Nordostteil der Basaltmasse der Hauptsache nach als Deckenrest zu bezeichnen. Basaltdecke auf so verschiedenen Gesteinen zu verstehen, muß man annehmen, daß die Trias schon lange vor dem Erguß des Basaltes steilgestellt worden war; da aber die Unterfläche des Basaltes ziemlich eben ist, müßten die dislozierten Schichten auch wieder eingeebnet worden sein. Wenn nun dem Basalte des Großen Dolmars, wie es wahrscheinlich ist, altmiocänes Alter zukommt, so wird man kaum fehlgehen, wenn man die Steil- stellung seiner Triasunterlage als präoligocän ansieht. Nun beginnt aber am Großen Dolmar die Marisfelder Mulde, die Basaltdecke überlagert das Zentrum und den nordöstlichen Flügel der hier noch ziemlich einfachen Syn- klinale. Wenn man also die Mulde unter dem Dolmar-Basalt im wesentlichen als präoligocän ansieht, so wird man diesen Schluß auch auf die so äußerst kompliziert gebaute Marisfelder Mulde übertragen dürfen. Dieser Auffassung scheint allerdings die oft betonte Beobachtung zu widersprechen, daß die tek- tonische Mulde auch heute noch als sehr deutliche orographische Mulde in der Landschaft zu erkennen ist. Dies könnte vielleicht darin seinen Grund haben, daß in dem am stärksten dislozierten Teile der Marisfelder Mulde postoligocäne Frd- bewegungen den präoligocänen gefolgt sind. (Am Großen Dolmar haben gleichgerichtete vor- und nachbasaltische Krusten- bewegungen nicht stattgefunden; im Gegenteil, der die Mulden- mitte überlagernde Basalt liegt mit seiner Unterkante genau 100° höher als der von ihr am weitesten entfernte). Zum allergrößten Teile aber dürfte die heutige orographische Muldenform der Marisfelder Mulde davon herrühren, daß infolge von präoligocänen Krustenbewegungen sich in ihrer Mitte leicht zerstörbare Gesteine erhielten, die in postoligocäner Zeit zum größten Teile entfernt wurden. Daß die Verhältnisse am Großen Dolmar auf eine präoligo- cäne Störungsperiode von erheblicher Bedeutung und eine ihr fol- sende Denudation hinweisen, hat übrigens schon im Jahre 1873 Emmricn!) klar erkannt; auch die hier stets betonte Auffassung, daß (vielfach) „Hebungen und Senkungen der ter- tiären Zeit den alten präoligocänen Störungslinien folgten”, hat Emmriıca schon in jener Arbeit ausgesprochen. Vielleicht noch interessanter und instruktiver als am Großen Dolmar liegen die Verhältnisse am Hahnberg bei Ober- katz. Es ist dies eine etwa in Nord-Süd-Richtung lang- gestreckte, unregelmäßig zerlappte Basaltmasse, die teils einer >) ENMMRICH: Geologische Skizze der Umgegend von Meiningen II. Meininger Realschulprogramm 1873, S.8 u. 9. uoe dünnen Lage von ÖOligocänschottern, teils verschiedenen Trias- horizonten vom Oberen Muschelkalk bis zum Mittleren Keuper aufruht. Die Triasschichten an der Basis des Hahnberg- Basaltes bilden eine Mulde, die schon in präoligocäner Zeit angelegt und eingeebnet worden war, wie die Auflagerung der Oligocänschotter zweifellos erkennen läßt. Auch die von Bückıng gezeichneten Profile!) (vergl. Fig. 19) lassen diese präoligocäne Mulde deutlich erkennen, zugleich zeigen sie aber W 0 SGLGEEIESIIIE ECTS ZIDTTTTI GG GELEBT RENIIISS S Maßstab in Höhe und Länge 1:37 500. Fig. 19. Profil durch das Ritterholz und den Hahnberg (nach Bückıng). Zeichenerklärung: Oberer Buntsandstein Unterer Keuper Ss Wellenkalk “Mittlerer Keuper EP] Mittlerer Muschelkalk Oligocän ee Trochitenkalk FE) Basalt Er Nodosenkalk (Zum Basalt gehört auch die nicht signierte diskordant aufgelagerte Gesteins- partie in der Mitte des Profils.) auch, daß sich an der gleichen Stelle vor Bildung der Basalt- decke eine zweite, sehr viel schwächere Einmuldung vollzog, von der auch die Oligocän-Schotter betroffen worden sind. Im Osten wie im Westen wird die Hahnberg-Mulde von langgestreckten, ebenfalls Nord-Süd streichenden, sehr be- deutenden Verwerfungen begleitet, von denen die östliche das gesamte Meßtischblatt Oberkaiz durchzieht. Die Sprunghöhe an beiden Störungen ist so bedeutend, daß Mittlerer Keuper an der östlichen stellenweise an Unteren Muschelkalk, an der westlichen sogar an Röt angrenzt. Sind nun diese Verwerfungen, ebenso wie die von ihnen eingefaßte Mulde, im wesentlichen als präoligocän zu deuten? Dafür spricht m. E. sehr lebhaft die Landschaftsform. Wäre der, geologisch gesprochen, sehr tiefe Hahnberg-Graben post- oligoeän, so müßte er sich wie der Rheintalgraben in der Landschaft sehr deutlich bemerkbar machen. Dies ist jedoch ') Erläuterungen zu Blatt Oberkatz der geol. Spezialk. von Preußen, 1889. Brosl2. 359 keineswegs der Fall. Die abgesunkene und die beiden stehen- gebliebenen Schollen liegen, orographisch gesprochen, in dem- selben Niveau. Sehr deutlich zeigt das Kartenbild und besonders auch Bückınss Profil, wie die gewaltige Westver- werfung von der präbasaltischen (und im wesentlichen auch präoligocänen) Landoberfläche glatt abgeschnitten wird. Das ist aber natürlich nur dann möglich, wenn die Dislokation und die ihr folgende Denudation dem Erguß der Basalte weit vor- aufgingen. Was der Parallelismus der Hahnberg-Mulde mit ihren beiden Randverwerfungen und analoge Fälle aus anderen Ge- bieten Mitteldeutschlands von vornherein vermuten ließen, fiindet also hier seine Bestätigung: Nämlich daß die Dis- lokationen des Hahnberges sämtlich gleichalterig sind und im wesentlichen in eine präoligocäne Periode versetzt werden müssen. g) Die Leuchtenburg-Störung und das Tannrodaer Gewölbe. Umkehrung des Reliefs. Nachdem wir festgestellt haben, daß auch südwestlich vom Thüringer Walde ein Teil der Störungen im wesentlichen in eine präoligocäne Periode fällt, ein anderer aber neben einer präoligocänen auch eine postoligocäne Phase besitzt, kehren wir in das Thüringer Becken zurück. Von den zahlreichen, hier auftretenden Störungslinien sind die wichtigeren bereits besprochen worden, von den weniger bedeutenden sollen nur noch zwei besondere Erwähnung finden, weil wir an sie Betrachtungen allgemeiner Natur anknüpfen dürfen. Es sind dies der Leuchtenburg-Graben und die Auf- sattelung von Tannroda. In beiden Fällen läßt ein Vergleich der heutigen morpho- logischen Verhältnisse mit denen, wie sie ursprünglich durch die Störungen hervorgerufen sein müssen, eine Umkehrung des orographischen Reliefs wahrnehmen. In der Leuchten- burg-Störung ist „der geotektonische Graben zum orographischen Horst geworden“, wie sich E. Naumann!) kurz und treffend ausdrückt; der Sattel von Tannroda ist aber zu einem „Auf- bruchskessel“ umgestaltet worden, der rings von steilen Muschelkalkabstürzen überhöht wird. 1) E. Naumann: Tekton. Störungen der triad. Schichten in der Umgebung von Kahla. Inaug.-Diss. Berlin 1898. (Jahrb. K. Preuß. Geol. Landesanst. für 1897.) 30 Der Tannrodaer Sattel und die Leuchtenburg-Störung bilden nach NAUMANN eine genetische Einheit und sind daher als gleichalterig aufzufassen. Der Graben der Leuchtenburg ist die Sattelspalte, die das Gewölbe von Tannroda auf dessen Nordostflanke begleitet. Leuchtenburg-Graben wie Tannrodaer Gewölbe werden von Regen und Naumann als zweifellos tertiäre Bildungen ange- sehen; die Erfahrungen an anderen Störungslinien dürfen uns hiergegen mißtrauisch machen, und wir werden sehen, wie tat- sächlich für beide Dislokationen ein präoligocänes Alter sich als unabweisbar herausstellt. Legen wir uns nun die Frage vor, ob sich ein orographisches Relief auch dann umkehren kann, wenn der Gang der Denudation nie wesentlich unterbrochen oder modifiziert worden ist, oder ob eine so gestaltete Land- schaft stets durch das Stadium einer Peneplain hindurch- gegangen sein mub. Fig. 20. Die Leuchtenburg uud der Dohlenstein bei Kahla, von NW her gesehen. Am leichtesten werden wir der Lösung dieser Frage näher- kommen, wenn wir die wahrscheinlichen Schicksale der Leuchtenburg-Region verfolgen (vgl. Fig. 21, 1—4). Hier bildete sich in einer Zeit, in der rings in der Nachbarschaft noch mindestens Unterer Muschelkalk vorhanden war, ein tektonischer Graben. Höchst wahrscheinlich wurde er zunächst von einem Flusse durchströmt, in der ersten Zeit war daher wohl die Abtragung ım Graben intensiver als an seinen Rändern, und sie wurde wohl noch dadurch begünstigt, daß die Gesteine bei der Bildung des Leuchtenburg-Graben, erstes Stadium. Dem tektonischen Graben ent- spricht der orographische, in der Grabentiefe wie an seinen Rändern steht Unterer Muschelkalk an. sm Mittlerer Buntsandstein. so Oberer Buntsandstein. mu Unterer Mauschelkalk. Leuchtenburg-Graben, zweites Stadium. Der Graben vertieft und er- weitert sich durch Flußerosion. Leuchtenburg-Graben, drittes Stadium. Der Graben und seine Um- gebung wird zur Peneplain abgetragen, deren Untergrund teils Oberer Buntsandstein, teils Unterer Wellenkalk bilden. Leuchtenburg-Graben, heutiges Stadium. Die Peneplain wird gehoben und erneuter Erosion ausgesetzt, die nur noch die Zerstörbarkeit der Gesteine, nicht mehr den früheren tektonischen Wert berücksichtigt. Fig. 21. schmalen Grabens stark zerklüftet und zertrümmert worden waren. Im Laufe der Zeit mußte aber, eine konstante Lage der Erosions- basis vorausgesetzt, das Einschneiden auf derSohledes Grabens auf- 2 hören, es schnitten sich nur noch die Seitenbäche ein, und der Hauptfluß arbeitete nunmehr ausschließlich an der Verbreiterung seines Bettes. Schließlich entstand eine Peneplain, deren Untergrund im Bereiche des ehemaligen Grabens harter Muschelkalk, außerhalb der Grabenspalten aber weicherer Buntsandstein bildete. Nun erfolgte (im Oligocän und später) eine Hebung der gesamten Peneplain, und damit waren die Flüsse in Stand gesetzt, von neuem sich einzuschneiden. Jetzt aber ging naturgemäß dieser Prozeß rascher in dem weniger widerstandsfähigen Buntsandstein als in dem schwerer erodier- baren Muschelkalk vor sich. Auf diese Weise wurde aus dem ursprünglichen Graben ein Höhenzug. Notwendig erscheint dabei, daß das ursprüngliche Fluß- system ganz ausgeschaltet wurde und sich an dessen Stelle ein neues bildete. Daß eine gänzliche Umgestaltung der Erosion ohne das Zwischenstadium einer Peneplain vor sich ging, er- scheint nur in einem Falle denkbar: wenn die Nachbargesteine des Grabens bereits ursprünglich weicher waren, als die im Graben selbst. Dann konnten Nachbarflüsse den Fluß des Grabens allmählich „rauben“ und die Erosion in ihm lahm- legen. Allein diese Annahme dürfen wir wohl nur in Ausnahme- fällen machen und jedenfalls ist sie beim Leuchtenburg-Graben unstatthaft. Zweifellos stand unmittelbar nach dem Einsinken des Leuchtenburg-Grabens dasselbe Gestein in ihm wie in seiner näheren Umgebung an. Den analogen Vorgang kann man erkennen, wenn man das Schicksal einer Aufwölbung bis zur Umkehrung ihres Reliefs verfolgt (vgl. Fig. 22, 1—4). Von dem durch eine Krusten- bewegung neuentstandenen Berge werden allenthalben die Ge- wässer abfließen. Dadurch wird der Berg allmählich abgetragen werden, gleichzeitig wird sich aber auch das Gefäll der Flüsse ver- ringern. Nichts aber wird sie veranlassen, rückläufig zu werden, vorausgesetzt, daß nicht eine neue, der ersten entgegengesetzte Krustenbewegung eintritt. Schließlich wird der ehemalige Berg bis auf geringe Spuren abgetragen sein, gleichzeitig wird sich aber auch die Erosionskraft des fließenden Wassers auf ein Minimum reduziert haben. Das Stadium der Peneplain ist somit erreicht. Folgt dann Hebung und Verjüngung, so kann aus dem ursprünglichen Sattel eine orographische Mulde werden, wenn die Kernschichten des Sattels, die bei seiner Abtragung zutage traten, weicher sind als die benachbarten Gesteine. Eine Umkehrung des morphologischen Reliefs wird im all- gemeinen, wenn nicht neue Dislokationen den normalen Gang Tannrodaer Gewölbe, eıstes Stadium. Das tektonische Gewölbe tritt auch in der Landschaft als Berg hervor. sm Mittlerer Buntsandstein. so Oberer Buntsandstein. mu Unterer Muschelkalk. Tannrodaer Gewölbe, zweites Stadium. Das Gewölbe wird allmählich abgetragen. Tannrodaer Gewölbe, drittes Stadium. Das Gewölbe ist zur Peneplain abgetragen worden, deren Untergrund Mittlerer und Oberer Bunt- sandstein, sowie Unterer Muschelkalk bilden. Tannrodaer Gewölbe, viertes Stadium. Die Peneplain ist gehoben worden, (die erneute Erosion verfährt mit den Gesteinen nur ent- sprechend ihrer Zerstörbarkeit, ohne Rücksicht auf ihren früheren tektonischen Wert. Fig. 22. a Mi der Ereignisse stören, nur dann eintreten können, wenn die Landschaft durch das Zwischenstadium einer Peneplain hin- durchgegangen ist. Man wird also annehmen dürfen, daß die Störungen des Leuchtenburg-Grabens und des Tannrodaer Sattels präoligocän sind, und daß die durch sie ursprünglich hervorgerufenen lffekte erst vollständig, bis zur Bildung einer Peneplain, verwischt werden mußten, ehe das heutige Relief angelegt werden konnte. h) Die Entwicklungsgeschichte des Thüringer Zentralbeckens. Eine Umkehrung des morphologischen Reliefs auf dem im letzten Kapitel geschilderten Wege kann nur dann erfolgen, wenn die Gesteine, welche die Denudation freilest, im Sattel- kern weicher, im Muldeninneren aber härter sind als die Nachbargesteine.e. Ist jedoch das Gestein im Inneren einer Mulde weniger widerstandsfähig als an ihren Rändern, so entsteht nach Bildung der Peneplain und bei eintretender Verjüngung an der Stelle der alten tektonischen eine neue orographische Mulde, die alleın "aus der Erosion hervorseoansen oe schönste Beispiel einer "solchen "orooraphu chem Mulde, die im Gebiete einer alten tektonischen, bis zur Peneplain abgeschliffenen auftritt, bietet das Thüringer Zentralbecken. Das Thüringer Zentralbecken ist eine Depression von un- gefähr trapezförmigem Umriß, deren Eckpunkte die Orte Erfurt, Langensalza, Sachsenburg und Buttstädt bezeichnen. Nur in den Flußniederungen entwickeln sich ausgedehnte Ebenen, im übrigen ist auch das Zentralbecken ein von langgestreckten, meist WNW streichenden Rücken durchzogenes Hügelland, dessen Oberfläche aber im Durchschnitt etwa. 100 bis 200 Meter tiefer liest, als im übrigen Thüringer Hügellande. Nach der bisherigen Auffassung ist das Thüringer Zentral- becken eine Mulde, die sich gleichzeitig mit der Aufwölbung des Thüringer Waldes und des Harzes im Tertiär bildete. Im Inneren der Mulde erhielten sich relativ junge Gesteine, besonders Keuper, während diese im übrigen Thüringer Hügel- lande durch jungtertiäre und quartäre Denudation abgetragen wurden. Es wird mir schwer, diese Vorstellung, die auf den ersten Blick so plausibel erscheint und die uns allen so vertraut ge- 369 worden ist, zu bekämpfen. Allein ich muß es tun, weil sie sich im Widerspruche mit vielen, völlig eindeutigen Tatsachen befindet, und weil ich glaube, sie (durch eine bessere, wenn- sleich kompliziertere ersetzen zu können. Ich nehme aller- dings auch an, daß dem Thüringer Zentralbecken ursprünglich eine Mulde zugrunde liest; aber sie entstand weit vor dem Oligoeän und war zweifellos im Oligocän schon zu einer Pene- plain eingeebnet worden. Oligocäne und postoligocäne Krusten- bewegungen haben die ursprüngliche Muldenform nicht wieder- hergestellt, das Thüringer Zentralbecken verdankt seine heutige Gestalt lediglich der Erosion, die in weicheren Schichten inten- siver arbeitete als in härteren. Diese Auffassung stützt sich auf folgende Punkte. Die Form der ursprünglichen Mulde läßt sich am deutlichsten an ihren aus Muschelkalk bestehenden Rändern erkennen. Der Muschelkalk der Ilm-Platte im Südosten, der Finne, Schmücke und Hainleite im Nordosten, des Hainichs im Nordwesten, schließlich auch die Muschelkalkzüge am Nordostrande des Thüringer Waldes, sie alle zeigen ein Einfallen gegen das Zentrum des Thüringer Zentralbeckens hin. Nun aber hat sich an den Muschelkalkrändern teilweise noch die präoligocäne Landoberfläche erhalten. Sie schneidet die Schichtung schief durch und beweist, daß die Aufrichtung im Muschelkalkgebiet rings um das Zentralbecken schon lange vor dem Oligocän erfolgt sein muß. Noch eindringlicher ist die Sprache, welche die auf aufgerichtetem Muschelkalk dis- kordant gelagerten Oligocänreste führen, wie wir sie besonders ın der Ilm-Platte, aber auch in der Schmücke antreffen. Die Thüringer Zentralmulde erweist sich also wegen der Lagerungs- verhältnisse an ihren Rändern als zweifellos präoligocän. Zu- gleich sehen wir aber auch, daß in den Randgebieten die Ab- tragung des Keupers weit vor dem Oligocän erfolgt war. Schon vor dem Oligocän war jedoch auch die ursprüngliche Gestalt der Mulde verschwunden und hatte einer wenig ge- gliederten Peneplain Platz gemacht. Nun wäre es ja sehr wohl denkbar, daß an der Stelle der alten präoligocänen Mulde eine neue sich im Tertiär bildete, ebenso wie die heutigen „Horste* sich an den Stellen erheben, an denen schon präoligocäne Gebirge bestanden hatten. Für eine solche posthume Einmuldung des Thüringer Zentralbeckens fehlt uns jedoch jegliche Andeutung. Weder ım Mulden-Inneren noch an deren Rändern (vielleicht mit Ausnahme des Unstrutdurchbruches bei Sachsenburg) können wir Beobachtungen machen, die uns eine solche Krusten- 366 bewegung anzeigen. Vielmehr sprechen besonders die Flub- läufe gegen derartige tektonische Bewegungen. Auf den ersten Blick mag diese Behauptung sonderbar erscheinen, denn wir sehen, wie allenthalben heute die Ge- wässer dem Zentralbecken zuströmen, in dem sich ein großer Teil der auf das Thüringer Hügelland fallenden Niederschläge schließlich sammelt. Allein die heutigen hydrographischen Verhältnisse des Thüringer Zentralbeckens sind zum größten Teil recht neu und wurden erst in der Postglazialzeit angelest. In einem weiteren Kapitel werde ich auszuführen haben, daß die Flüsse des Thüringer Hügellandes in der Präglazial- zeit wahrscheinlich nicht dem Inneren des Zentralbeckens zu- flossen, sondern einander parallel nach NNO strömten und sich erst jenseits der Hainleite—Schmücke—Finne miteinander vereinigten. Die hydrographischen und orographischen Ver- hältnisse des heutigen Thüringer Zentralbeckens sind modern und im - wesentlichen ein Werk der im Keupergebiete rasch fortschreitenden Erosion. | i) Bottendorfer Höhe und Thüringer Grenzplatte in ihren Beziehungen zur Finne. Wie so viele Dislokationen in Thüringen, so entwickelt sich auch die Finne-Störung aus einer Flexur, die sich dort, wo die Faltungs-Intensität am größten war, durch das Auf- treten von Verwerfungen und selbst von Überschiebungen kom- plizierte. Wir dürfen nun wohl diese Flexur in der eigent- lichen Finne dem steilgestellten Südwestflügel eines sehr breiten Sattels zurechnen, dessen Kern die Perm-Insel bei Bottendorf, dessen Nordostflügel aber die nach NO und O fallenden Triasschichten der sog. Thüringer Grenzplatte oder des Plateaus von Querfurt bilden. | Wenn nun die Finne-Störung weit vor dem Oligocän ein- trat, wenn sogar die von ihr verursachten morphologischen liffekte schon zu Beginn der Oligocänzeit völlig verwischt worden waren, so muß natürlich auch der gesamte Sattel das gleiche Schicksal gehabt haben; d.h. er wurde sehr frühzeitig angelest und bis zum Oligocän bereits zu einer fast ebenen Fläche abgeschliffen. Daß dies in der Tat der Fall war, geht aus dem Bilde der geologischen Karte sehr klar hervor. Der nach NO und OÖ einfallende Muschelkalk zwischen Querfurt und Freiburg bildet eine weit ausgedehnte, nahezu ebene Fläche, auf der sich besonders in der Nähe von Querfurt noch Oligocän er- | | Ä 867 halten hat. Der Buntsandsteinzug des nordöstlichen Sattel- schenkels, der besonders in der Gegend von Ziegelroda sehr breit ist, zeigt wie gewöhnlich den Charakter der Hochfläche nicht mehr so deutlich, weil die postoligocäne Erosion hier viel größere Arbeit geleistet hat als im Muschelkalk-Gebiet. Immerhin finden wir auf den Blättern Querfurt und Ziegel- roda auch im Buntsandstein in einer Meereshöhe von 250 bis über 290 m sehr ansehnliche Verflachungen, die wohl nur als Überreste einer präoligocänen Landoberfläche gedeutet werden können. Aber auch der Dyas-Kern dieses weitgespannten Sattels war zu Beginn der ÖOligocänzeit schon entblößt. Zu dieser Annahme zwingt uns ein Rest von Oligocän, der bei Schöne- werda NW von Bottendorf in unmittelbarer Nachbarschaft des Zechsteins liegt. Auffallend ist übrigens die tiefe Lage dieses Oligocän- Fetzens an der Bottendorfer Höhe; er findet sich nämlich nur in 130 m Meereshöhe, während die präoligocäne Landoberfläche im Buntsandsteingebiet von Ziegelroda durchschnittlich in 270m, in der Grenzplatte in 225 m Meereshöhe liegt. Man ist hier wohl zur Annahme von ziemlich starken, postoligocänen Krustenbewegungen gezwungen, durch die der Sattelkern gegen- über dem NÖ-Schenkel um mindestens 140 m versenkt wurde. Oder, was dasselbe bedeuten will, der Sattelkern nahm an der postoligocänen Hebung der Schenkel nur in untergeordnetem Maße teil. Postoligocäne Dislokationen in noch viel größerem Umfange werden wir alsbald noch am Kyffhäuser zu beob- achten haben. k) Der Kyffhäuser. Der Kyffhäuser ist als direkte, tektonische Fortsetzung des Bottendorfer Sattelkernes zu betrachten. Nur war die Auffaltung im Kyffhäuser intensiver; während in der Botten- dorfer Höhe Zechstein vorherrscht und Rotliegendes nur in einer ziemlich kleinen Partie ansteht, wird die Bergmasse des Kyffhäusers in der Hauptmasse von Rotliegendem gebildet, und an ihrer Nordseite tritt sogar noch krystallines Grundgebirge zutage. Ebenso wie im Bottendorfer Sattel wurde auch im Kyff- häuser die Dyas schon weit vor dem Eintritt der Oligocän- periode entblößt. An den westlichen und südlichen Abhängen des Kyffhäusers bis zu einer Meereshöhe von 260 m, rund 100 m über der Helme-Aue, finden wir allenthalben Fetzen von Oligocän; meist liegen sie auf Zechstein oder Unterem Buntsandstein, in einem Falle aber auch auf Rotliegendem. In 368 etwas größerer Entfernung vom Kyffhäuser aber trifft man Oligocän regelmäßig auf Unterem Buntsandstein an. Wir dürfen aus diesen Beobachtungen den sicheren Schluß ziehen, daß die Aufsattelung und Abtragung des Kyffhäuser- Gewölbes im wesentlichen schon in präoligocäne Zeit fällt. Daß gerade im Kyffhäuser-Gebiete auch recht erhebliche postoligocäne Dislokationen vorgekommen sind, läßt die sehr verschiedene Höhenlage der einzelnen Oligocänpartien er- kennen; wir kommen auf diese besonders für die Bildungs- geschichte der Goldenen Aue wichtigen Verhältnisse in einem späteren Kapitel ausführlicher zurück. Das präoligocäne Alter des Kyffhäuser-Gewölbes läßt sich übrigens nicht allein aus der Lage des Oligocäns ableiten; auch der morphologische Befund deutet darauf hin. Wir treffen auf der Höhe des Kyffhäusers bei durchschnittlich 450 bis 470 m nicht ganz unerhebliche Verflachungen an, die wohl als Reste einer alten, präoligocänen Peneplain gedeutet werden müssen. l) Der Harz. Über die Vorgeschichte des Harzes haben die An- schauungen wiederholt und innerhalb weiter Grenzen geschwankt. Frühzeitig hat man allerdings erkannt, daß das vor- herrschende NO-Streichen der altpaläozoischen Harzschichten auf einen Faltungsvorgang zurückzuführen ist, der unmittelbar nach Ablagerung des Untercarbons eintrat. Man war sich auch bald darüber klar, daß der Harz seinen heutigen Umriß einer zweiten, jüngeren Faltung verdankt, die Sättel mit NW- bis WNW-Streichen schuf. Ebenso unterlag es keinem Zweifel, daß gleichzeitig mit der jüngeren Faltung die Gangspalten auf- rissen, die sich teilweise mit Erzen füllten. In welche Periode aber die jüngere, herceynische Faltung und die Gänge eigentlich zu setzen sind, darüber haben sich die beteiligten Forscher auch heute noch nicht ganz einigen können. „In betreff des Alters der Öberharzer Erzgänge war die frühere Auffassung die!), daß ihre Entstehung unmittelbar der oberearbonischen Gebirgsfaltung folgte. Den beiden be- deutendsten Harzgeologen v. GRODDECK und LosseEn galt es als ausgemacht, daß die Gänge nicht in den am westlichen Harz- rande angelagerten Zechstein hineinsetzten, ihre Bildung also zur Permzeit im großen und ganzen beendet war.“ I) B. BaumsÄrrten: Oberharzer Ganebilder. Leipzie 1907. fo) } © 369 Zu einer ganz anderen Auffassung ist v. KoENEN gelangt; schon im Jahre 1883!) betont er: „Die von LossEn so an- schaulich geschilderten Vorgänge bei Bildung und Heraus- hebung des Harzes haben demnach in verschiedenen, durch große Zeiträume von einander getrennten Epochen stattgefunden.“ Und 10 Jahre?) später faßt er seine langjährigen Unter- suchungen im Westen und Südwesten des Harzes in den Sätzen zusammen: „Die Gangspalten des Oberharzes sind erst am Ende der Miocänzeit entstanden“ und: „Es scheint, als sei eine größere Heraushebung des Harzes erst in spät-tertiärer Zeit erfolgt.“ v. KOENEN stützt seine Anschauung auf zwei Momente: Nämlich einmal darauf, daß die Gangspalten des Öberharzes an einigen Stellen bis in den Zechstein und in das Mesozoicum hinein sich verfolgen lassen. Das jugendliche Alter des Harzes in seiner heutigen Form aber geht nach ihm aus der Beob- achtung hervor, daß „Harzgerölle in allen mesozoischen Schichten über dem Rotliegenden und in den unter- und mittel- tertiären Ablagerungen am Harzrande ganz oder so gut wie ganz fehlen.“ Eine vermittelnde Stellung zwischen den so entgegen- gesetzten Ansichten v. KoEnEns auf der einen, V. GRODDECKS und Lossexns auf der andern Seite nimmt KLockMAnN?) ein. „Das erste Aufreißen der Gangspalten hat nicht lange nach der allgemeinen Faltung stattgefunden und dürfte zeitlich wie genetisch in Zusammenhang zu bringen sein mit der Umfaltung der im niederländischen Sinne streichenden Schichten in die hereynische Richtung und mit dem Aufpressen des Brocken- granits. Doch bezeichnet das nur den Beginn und das Inten- sitätsmaximum.“ — In späterer Zeit wurden die Gangspalten wiederholt neuaufgerissen und füllten sich mit verschiedenen Mineralien. Während in der ersten, präpermischen Periode der Gangfüllung besonders Quarz und Kalkspat ausgeschieden wurden, wurde im Zechstein wesentlich Schwerspat, in einer noch weit jüngeren Zeit Spateisen und Strontianit zugeführt. „Für: die jüngeren Schichten der Trias, des Jura und der Kreide scheint der Harz eine Insel dargestellt zu haben, denn !) v. Korsen: Über geologische Verhältnisse, welche mit der Emporhebung des Harzes in Verbindung stehen. Jahrb. Preuß. Geol. Landesanstalt 1883, S. 190. 2) Ders.: Uber die Dislokationen westlich und südwestlich vom Harz usw. Ebenda 1893, S. 79 u. 81. 3) F. Krockmann: Übersicht über die Geologie des nordwestlichen Oberharzes. Diese Zeitschrift 45, 1893, S. 253. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 24 ihre Verbreitung liegt ausnahmslos außerhalb der Randspalten. Gegen Ende der Kreidezeit, vor Ablagerung der Quadraten- kreide des Sudmerberges, begann dann von neuem ein Ab- sinken des Harzvorlandes, das während des jüngeren Tertiärs seinen Höhepunkt erreichte und bis in die Gegenwart fortzu- dauern scheint.“ Sehen wir nun zu, zu welcher Anschauung uns die Ver- folgung der präoligocänen Landoberfläche und der tektonische Zusammenhang des Harzes mit den Triasschichten am Nord- rande des Thüringer Beckens führen werden. Zuerst werden wir uns mit dem Alter der Oberharzer Gänge zu beschäftigen haben. Daß diese nicht erst im Jung- tertiär angelegt worden sind, ja auch nicht einmal posthumen Krustenbewegungen von erheblichem Umfange gedient haben, scheint mir aus den Oberflächenverhältnissen der Oberharzer Plateaus mit Sicherheit hervorzugehen. Im allgemeinen machen sich die Gänge an der Oberfläche nicht bemerkbar. „Die durch die Verwerfungsspalten geschaffenen Höhenunterschiede sind im Laufe der Zeit ausgeglichen oder nur dem Kundigen noch er- kennbar geblieben,“ so schreibt KıLockmann!). Die Hochfläche um Clausthal wird also nicht durch die Gänge verworfen, sondern schneidet diese glatt ab. Daraus geht aber mit Sicher- heit hervor, daß die Bildung der Hochfläche derjenigen der Gänge im wesentlichen gefolgt sein muß. Nun läßt sich jedoch die Oberharzer Hochfläche, wie in einem früheren Kapitel gezeigt worden ist, mit der des Unter- harzes zu einer morphologischen Einheit verbinden. Verfolgen wir aber das Plateau des Unterharzes nach Osten, so sehen wir es schließlich unter oligocäne Sedimente tauchen. Es stellen also die Hochflächen des Unterharzes und damit auch die des Oberharzes Teile einer präoligocänen Landober- fläche dar. Daraus aber ergibt sich der Schluß, daß die Oberharzer Gänge präoligocän sein müssen. (Nur wo Gesteine von sehr verschiedener petrographischer Beschaffenheit aneinanderstoßen, wie im Bockswiese-Schulen- berger Gangzuge Unterdevon und Culm, macht sich die Ver- werfungsspalte auch in der Landschaft klar erkennbar. Allein wir dürfen annehmen, daß die landschaftlichen Gegensätze aus einer weit entlegenen Periode stammen, und daß schon vor dem Oligocän das Gebiet des Kahleberg-Sandsteins als Bergland die damalige Tiefebene um Clausthal überragte.) ")ra..a. 0. 8.200: | | Sıl Wenn nun die Oberharzer Gänge somit sich als wesentlich präoligocän erweisen, so dürfen wir weiter fragen: In welcher Zeit wurden sie zuerst angelegt und in welcher Zeit wieder aufgerissen? Denn die Struktur der Gänge ‚macht ein wieder- holtes Aufreißen und eine wiederholte Füllung mit Gang- mineralien zweifellos. Wenn wir diese Frage beantworten wollen, müssen wir zu- nächst feststellen, ob ein direkter, ununterbrochener Zu- sammmenhang zwischen Gangspalten des Oberharzes und Verwerfungen des Triasgebietes westlich vom Harz, wie ihn v. KOEnEN wenigstens für den Lautenthaler und Spiegelthaler Zug annimmt, sich in Wirklichkeit feststellen läßt. Das Karten- bild der Blätter Seesen und Osterode scheint gegen diese An- nahme zu sprechen. Die Gangspalten des Oberharzes werden im allgemeinen von den. N—S streichenden Verwerfungen abgeschnitten, die im Gefolge des Sösetal-Grabens am West- fuße des Harzes auftreten. Aber auch dort, wo dieser N—S- Graben sich vom Harzrande entfernt, lassen sich die Ober- harzer Gangspalten nicht in das Flözgebirge hinein verfolgen. Von den zahlreichen Verwerfungen, die auf Blatt Osterode das Kerngebirge des Harzes durchsetzen, verwirft auch nicht eine einzige den Zechsteinzug Osterode-Badenhausen. Nirgends treffen wir in dem Triasgebiete westlich vom Harz ein Bild, das dem dichtgedrängten Spaltennetze des Oberharzes vergleich- bar wäre. Dabei darf man wohl annehmen, daß im Culmgebiete ‚des Oberharzes wegen der petrographischen Gleichförmigkeit und wegen Waldbedeckung im allgemeinen (von bergbaulichen Aufschlüssen abgesehen) die Verwerfungen schwerer zu er- kennen sind als im Triasgebiete.e Es mögen daher im Trias- vorland alle größeren Dislokationen eingetragen sein, während im Kerngebirge wahrscheinlich nicht die ganze Menge der vor- handenen kartiert werden konnte. Ich glaube, daß die Karten- blätter Seesen und Osterode einem. unbefangenen Beobachter nur den einen Schluß möglich machen: daß die große Mehr- zahl der Kerngebirgsspalten nicht in das Triasgebiet hinein verläuft. Es scheinen übrigens auch E. KAıser und L. SIEGERT dieser Auffassung zuzuneigen, wenn sie schreiben!): „Es läßt sich nicht nachweisen, ob nicht etliche der als hereynisch ge- deuteten Störungen im alten Gebirge älter sind als im meso- zoischen Vorlande.“ !) E. Kaıser und L. Sıesert: Beiträge zur Stratigraphie des Perms ‚und zur Tektonik am westlichen Harzrande. Jahrb. Pr. Geol. L.-A. ‚ 1905, S. 365. i 24% 912 Selbst wenn aber sämtliche Gänge des Harzer Kern- gebirges sich in das Triasvorland hinein verfolgen ließen, so wäre dies für das Alter der Oberharzer Erzgänge noch keines- wegs entscheidend; es wäre durchaus voreilig, daraus schon mit v. Koenen den Schluß zu ziehen, daß die Gangspalten des OÖberharzes erst am Ende der Miocän-Zeit entstanden sind. Denn die Oberharzer Gangspalten sind bekanntlich wiederholt aufgerissen worden; es wäre daher denkbar, ‚sogar wahrschein- . lich, daß die Spaltenbildung im Triasvorland einem dritten oder vierten Aufreißen einer Kerngebirgsspalte entspricht, daß aber die erste Bildung und Erzfüllung der Kerngebirgspalte in eine sehr viel frühere Periode fällt. Diese Möglichkeit faßt auch BEUSHAUSEN ins Auge, indem er in seiner prächtigen Mono- graphie des nördlichen Öberharzes sagt!): „Ob in der Tertiär- zeit das erste Aufreißen der WNW-—-OSO gerichteten Ver- werfungsspalten im Harze stattfand, oder ob es sich nur um ein Wiederaufreißen von in alter Zeit vorgebildeten Bruch- linien handelt, wird erst nach weiterem Fortschreiten der Neukartierung des gesamten Gebirges sicher zu ent- scheiden sein.“ Ein anderes Moment aber kommt der von mir vertretenen - Auffassung zu Hilfe. Die Füllung der Spalten mit Erzen und Gangmineralien scheint dafür zu sprechen, daß es sich im Mesozoicum und vielleicht auch noch im Tertiär höchstens um ein Wiederaufreißen alter Kern- gebirgsspalten, nicht aber um deren erste Bildung und Mineralfüllung handeln kann. | Hier muß zunächst die eigentümliche Tatsache betont werden, daß die Gangspalten fast nur im Kerngebirge erz- führend sind; im Zechstein werden sie meist zu tauben, vor- wiegend Schwerspatgängen, und auf den Verwerfungsklüften des Mesozoicums haben sich in der Mehrzahl der Fälle Mineralien überhaupt nicht abgesetzt. Es ist dies um so eigentümlicher, als gerade die Zechsteinkalke und Dolomite große Neigung zu metasomatischen Prozessen verraten, auch der Muschelkalk für solche wohl ein sehr geeignetes Feld abgeben würde. Die so verschiedene Mineralführung der Verwerfungsklüfte in den ver- schiedenalterigen Gesteinen deutet aber entschieden gegen eine gleichzeitige Entstehung der Dislokationen. Das Natürliche ist doch wohl, hier anzunehmen: 1. daß vor Ablagerung des Zech- steins die Spalten des Kerngebirges sich bildeten und sich mit 1) L. Beusuausen: Das Devon des nördlichen Oberharzes. Abh. Pr. Geol.L.-A., N. F. 30, Berlin 1900, S. 244. 319 Erzen füllten; 2. daß nach Bildung des Zechsteins die alten Spalten wieder aufrissen und nun auch den Zechstein dislo- zierten; hier wie dort setzte sich in den Spalten hauptsäch- lich Schwerspat ab; 3. daß erst sehr viel später, aber noch vor dem ÖOligocän, Verwerfungen das Triasland durchzogen und wohl auch noch einmal die alten Harzspalten teilweise öffneten. Vielleicht fällt in diese Zeit die Ausscheidung von Spateisen und Strontianit, während im Triasgebiete Gang- mineralien sich kaum bildeten. Die hier ausgesprochene Ansicht deckt sich in wesentlichen Punktenmit der, die schon KLockmann im Jahre 1893 geäußert hat. Diese Schlüsse finden eine weitere Stütze in den folgenden Betrachtungen. Die Bildung von Erzgängen steht doch wohl zweifellos mit dem Auftreten von Mineralquellen, Solfataren, Fumarolen usw. im Zusammenhange, d. h. mit all den Er- scheinungen, die eine vulkanische Tätigkeit zu begleiten oder ihr zu folgen pflegen. Man wird also vermuten dürfen, daß auch im Harze die Erzbildung in eine der beiden großen Vulkan- perioden fällt, die Mitteldeutschland betroffen haben: in die tertiäre oder in die jungearbonisch-permische. Nun stehen weder im Harze noch in dessen näherer Um- gebung tertiäre Eruptivgesteine an, auch sind heiße Mineral- quellen dort nicht bekannt. Dies scheint aber sehr energisch gegen eine tertiäre Füllung der Verwerfungsspalten zu sprechen. Selbst wenn aber auch der Harz im Tertiär der Schauplatz der wildesten Eruptionen gewesen wäre, so könnte ihr Zusammen- hang mit der Erzführung immer noch als recht fraglich gelten. Denn die Vulkantätigkeit im Tertiär hat leider, ganz anders als in Nordamerika, in Deutschland keine erhebliche Erz- ablagerung mit sich geführt. In Anbetracht dessen wird man wohl lieber den Vulkanismus des Jungpaläozoicums als den des Tertiärs mit den Erzgängen des Harzes in Verbindung zu setzen haben. Mit dem Alter der Erzgänge steht eine andere Frage im Zusammenhang: ob der Harz bereits im Mesozoicum in Um- rissen, die denen des heutigen Gebirges entsprechen, vorhanden gewesen ist, oder ob er seine jetzige Form erst vom Miocän ab erhalten hat. Für eine sehr jugendliche Entstehung des heutigen Harzes ist besonders v. KoEnEN eingetreten. Er weist speziell darauf hin, daß Bruchstücke von paläozoischen Harz- gesteinen im allgemeinen weder in mesozoischen noch in alt- tertiären Ablagerungen gefunden werden. Wir werden sehen, daß sich diese Behauptung heute in ihrem vollen Umfange nicht mehr aufrecht erhalten läßt. 974 Man muß allerdings annehmen, daß während der marinen Perioden in Trias und Jura auch das Harzgebiet vom Meere bedeckt war. Kein marines Sediment des älteren und mitt- leren Mesozoicums zeigt in der Nachbarschaft des Harzes aus- gesprochenen Litoralcharakter oder enthält Bestandteile, die aus dem Kerngebirge des Harzes herrühren könnten. In den Schluß der Juraperiode fallen Krustenbewegungen von recht. erheb- licher Intensität, die neuerdings von STILLE, GRUPE, MESTWERDT, MENZEL u. a. in Nordwestdeutschland verfolgt worden sind. Auch das Harzvorland ist damals sehr stark in Mitleidenschaft gezogen; wir können das am besten wahrnehmen, wenn wir die Unterkante des Neocoms verfolgen. Wir finden es am nördlichen Harzrande sehr verschiedenalterigen Gesteinen, vom Keuper bis zum Kimmeridge, auflagern. Im allgemeinen liegt das Neocom auf desto älteren Gesteinen, je mehr man sich von NW her dem Unterharze nähert. Dies legt aber den Schluß nahe, daß auch das Harzgebiet von den jungjurassischen Dislokationen betroffen worden ist und schon damals einen großen Teil seiner mesozoischen Gesteinsdecke eingebüßt hat. Ob allerdings schon am Beginn der Unteren Kreide das Kern- gebirge des Harzes entblößt war, ist nicht nachzuweisen. Die Untere Kreide des Harzvorlandes enthält nur wenige gröbere Bestandteile, und meines Wissens deuten diese nicht auf einen Ursprung aus dem Paläozoicum des Harzes hin. Anders liegen aber die Verhältnisse in der Oberen Kreide. Wir dürfen heute mit völliger Sicherheit annehmen, daß durch Dislokationen, die in das Untersenon fallen, bereits das Harzer Kerngebirge entblößt und der Denudation ausgesetzt worden ist. Diese Tatsache ist bereits JASCHE und EwaLp!) bekannt gewesen, und letzterer hat daraufhin dem Harze ein senones Alter zugeschrieben. In neuerer Zeit hat der zu früh ver- storbene BRANDES?) mit Nachdruck auf sie hingewiesen und die älteren Angaben um einige neuere von höchstem Interesse be- reichert. Nach ihm beweisen die Trümmergesteine der Heim- burg- und Ilsenburg-Schichten, daß zur Zeit ihrer Bildung schon recht verschiedene Horizonte des alten Harzkernes frei- gelegt sein mußten, und daß ihre Entblößung während des Untersenons Bersalsen fortschritt. 1) J. Ewaro: Die Lagerung der Oberen-Kreide-Bildungen am Nord- rande des Harzes. Monatsber. d. Akad. d. Wissensch., Berlin 1863, S. 674. 2) G. Branpes: Einige Bemerkungen über Trümmergesteine im mittl. u. ob. Untersenon d. Aufrichtungszone d. nördl. Harzrandes. Diese Zeitschr. 54, 1902, Prot., S. 19. 315 BrAnDES kann sich allerdings von der älteren Auffassung nicht ganz frei machen, nach der das Kerngebirge des Harzes auch im Tertiär noch von mesozoischen Schichten bedeckt ge- wesen ist. Er schließt daher jeden Flußtransport für die Harz- gerölle aus und gelangt zu der nach meinem Gefühl recht ge- zwungenen Vorstellung, daß die Brandung des !Untersenon- Meeres nur ganz lokal einzelne frühzeitig freigelegte Teile des Harzer Kerngebirges bearbeitete. Die neuen Aufnahmen!) der Preußischen Geologischen Landesanstalt machen es mehr als wahrscheinlich, daß die Steilstellung der mesozoischen Schichten in der Aufrichtungs- zone am Nordfuße des Harzes bereits vor Ablagerung der Ilsenburggesteine, d.h. in der Frühzeit des Untersenons er- folgte. Mit diesen höchst bedeutenden Dislokationen, die jedenfalls alle späteren weitaus an Intensität übertroffen haben, folgten aber im eigentlichen Harzgebiete Denudationen von größerem Umfange. „Durch?) tief einschneidende Erosion oder auch schon flächenhafte Denudation war das Harzkerngebirge bereits sicher stellenweise bloßgelegt, da die Trümmerkalke des Senonmergels ecken- und kantengerundete hercyne Gesteine massenhaft enthalten.“ Es sprechen also gute Gründe dafür, daß der Harz als Gebirge bereits in: der Oberen Kreide gewissermaßen präformiert worden ist. Es ist sehr wahrscheinlich, daß die Grenzen des untersenonen Harzes denen des heutigen ungefähr entsprachen, daß aber seine Höhe die des jetzigen Gebirges vielleicht ganz erheblich übertraf. Noch nicht ganz geklärt erscheint die Frage, welche Rolle der Harz im Oligocän gespielt hat. v. KoEnEn bemerkt, daß in den oligocänen Sedimenten rings um den Harz nur sehr wenig Harzgesteine vertreten seien. Dies spricht aber nicht unbedingt gegen ihre Herkunft aus dem Harze; auch die Oli- gocän-Schotter, die sicher aus dem Thüringer Schiefergebirge stammen, enthalten von dessen Gesteinen nur sehr wenige Typen; in der Hauptsache bestehen sie aus Gangquarzen, Kieselschiefer sind selten, Quarzite noch viel seltener; alle übrigen Gesteine aber, die in bunter Mannigfaltigkeit das Thüringer Schiefergebirge zusammensetzen, fehlen vollständig. Es ist aber sehr wohl denkbar, daß in der Tat die Oli- gocänschichten rings um den Harz wenig bis gar kein Material !) Besonders Blatt Harzburg, aufgenommen von ERDMANNSDÖRFFER, Koch und ScHhröDer, 1908. 2) ScHRöDER: Erläuterung zu Blatt Harzburg, S. 162. 376 aus dem Harzer Paläozoicum führen. Es wäre aber verfehlt, daraus sofort mit v. KOENEN zu schließen, daß das Kerngebirge des Harzes zur Zeit des Oligocäns überhaupt noch nicht ent- blößt war. Denn abgesehen von morphologischen Momenten widersprechen dieser Auffassung die obercretaceischen Trümmer- gesteine am nördlichen Harzrande. Man kann sich vielmehr vorstellen, daß das Harzer Kern- gebirge zwar im ÖOligocän bereits freilag, aber nicht zum Abtragungs-, sondern zum Akkumulationsgebiete gehörte. War das der Fall, so konnten sich oligocäne Sedimente, deren Ursprung im südöstlichen Thüringen oder im Vogtlande zu suchen war, in der Nachbarschaft des Harzes, sogar direkt auf seinen Kern- gebirgsschichten absetzen. Es wäre von großem Interesse, das Oligocän von Elbingerode auf seinen Ursprung, in Rücksicht auf diese Frage, zu prüfen. War aber das Harzgebiet noch zur Zeit des Unteroligocäns Tiefland, so entsprachen sich die tektonischen Bewegungen im Harze und im Thüringer Schiefergebirge zeitlich nicht. Zweifel- los erfuhr das Thüringer Schiefergebirge zu Beginn des Oli- gocäns eine Hebung, denn es schüttelte seinen Verwitterungs- schutt, der sich in endlos langen Zeiten an seiner Oberfläche angehäuft hatte, auf das Tiefland ab. Gehörte aber der Harz im Unteroligocän noch zum Akkumulationsgebiete, das vom Thüringer Schiefergebirge fluviatile Sedimente empfing, so war er natürlich von den altoligocänen Krustenbewegungen noch nicht mitergriffen worden. Die Aufrichtung des Harzes in seiner heutigen Form begann also später als die des Thüringer Schiefergebirges.. Wir hätten also hier ein „Wandern“ der Gebirgsbildung nach Norden vor uns, wie es ähnlich H. Str!) für die Egge und den Osning ins Auge faßt. Ebenso scheint übrigens auch in den karbonischen Hochgebirgen die Aufrichtung von Süden nach Norden gewandert zu sein. Dafür, daß im Harze postoligocäne, vielleicht miocäne Dislokationen unter den moderneren die Hauptrolle gespielt haben, könnte übrigens auch die sehr verschiedene Höhenlage des Oligocäns in der Goldenen Aue und im Kyffhäuser sprechen. Zusammenfassend darf ich bemerken, daß ich auf etwas anderem Wege als Srı..e zu dem gleichen Resultate wie er gelangt bin; ich bin durchaus seiner Meinung, wenn er sagt, daß „die ganze jungtertiäre Heraushebung des Harzes ') H. Srıune: Das Alter der Deutschen Mittelgebirge. Zentralbl. f. Mineral. usw. 1909, S. 283. r { 7 Sb) nur der Nachklang einer viel bedeutenderen älteren Heraushebung ist“. Was aber hier für den Harz ange- nommen werden kann, gilt ebenso für Kyffhäuser und Botten- dorfer Höhe. Diese drei Inseln älteren Gebirges dürfen wir als Kerne von Antiklinalen auffassen, die schon vor dem Olı- gocän bestanden haben, zum ersten Male vielleicht sogar in jungjurassischer Zeit angelegt worden sind. Nun erscheint uns aber auch der langgestreckte Triaszug Hain- leite-Schmücke-Finne, der das Thüringer Becken nach Norden abschließt, in einem anderen Lichte. Er ist nämlich nichts anderes als der südwestliche Schenkel dieser frühzeitig ange- legten Antiklinalen. Daß die Hainleite zu dem südwestlichen Sedimentmantel des Harzes gehört, ist besonders westlich von Sondershausen klar. (Vgl. Fig. 23.) Mit dem gleichen Streichen und Fallen folgen eimander (ohne jede Ünter- brechung die Flözgebirgsschichten vom Rotliegenden bei Ilfeld bis zum Muschelkalk der Hainleite und sogar bis -zum Keuper des oberen Helbetales. Nach Südosten zu kompliziert sich das Bild durch das Auftreten eines neuen Anti- klinalkernes, Kyffhäuser-Botten- dorfer Höhe, und durch die breiten Talauen nördlich und südlich vom Kyithäuser, dienichtneue Erosions- gebilde sind. Der östliche Teil der Hainleite und weiter im Osten Schmücke und Finne fun- gieren nun als Südwestschenkel * F des Gewölbes, das im Kyffhäuser S und der Bottendorfer Höhe seinen Kern besitzt. Kann man aber für die Gewölbekerne, wie dies geschehen, präoligocänes Alter nachweisen, so gilt dies natürlich auch für Hainleite Wipper Muschelkalk, ‚ mo Oberer Muschelkall Unterer Helme ® su Unterer Buntsandstein, sm Mittlerer Fig. 23. Profil von Tanne im Unterharz nach der Hainleite. Buntsandstein, mu Zeichenerklärung: mm Mittlerer Muschelkalk Zorge 1: 300000 Überhöhung ungefähr 3fach. s, z Zechstein, so Oberer Maßstab: ‘ro Rotliegende Buntsandstein, Schiefergebirge Benneckenstein Tanne > >> Ss > S 318 die Schenkel. Damit ist aber, ganz unabhängig von den früheren Erörterungen, das im wesentlichen präoli- gocäne Alter der Finnestörung noch einmal bewiesen. 7. Genauere Altersbestimmung der präoligocänen Störungen in Thüringen. Man wird sich in Thüringen im allgemeinen damit be- gnügen müssen, die Störungen, die älter sind als die Peneplain, als präoligocän zusammenzufassen. Genauere Altersbestimmungen wären nur dann möglich, wenn Kreide und Eocän auf Thüringer Boden vertreten wären. Leider fehlen jedoch Untere Kreide und sicher bestimmbares Eocän völlig, die Obere Kreide ist aber auf einzelne kleine Fetzen im Ohmgebirge beschränkt. Ich möchte aber trotzdem annehmen, daß man auch in Thüringen es mit mehr als einer präoligocänen Dislo- kationsperiode zutun hat. Es ist sehr unwahrscheinlich, daß die in Nordwestdeutschland nachgewiesenen Störungen ver- schiedenen Alters nur auf die Gebiete beschränkt blieben, in denen sich Untere und Öbere Kreide erhielt. Daß dieser Analogieschluß nicht ganz verfehlt ist, läßt sich an einer Stelle in Thüringen glücklicherweise auch direkt beweisen, nämlich im Ohmgebirge; hier machen die Lagerungsverhältnisse der Oberen Kreide das Vorhandensein von mindestens zwei präoligocänen Störungszeiten zweifellos. Es überschreitet den Rahmen meiner Arbeit, die für die Altersbestimmung präoligocäner Dislokationen so wichtigen Arbeiten SrıLLes und seiner Kollegen im einzelnen zu referieren. Ich darf mich hier damit begnügen, die Titel der wichtigsten Veröffentlichungen!) aufzuführen und eine ganz kurze Übersicht über den Stand der Frage zu geben. 1. H. Sriuve: Über präcretaceische Schichtenverschiebungen im älteren Mesozoicum des Eggegebirges. Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. 23., 1902, S. 296—322. 2. Derselbe: Bericht über die Exkursion am Egge-Gebirge am 14. u. 15. August 1902. Diese Zeitschr. 54, 1902, S. 151—156. 3. Derselbe: Zur Kenntnis der Kreidegräben östlich der Egge. Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. 25, 1904, S. 580—585. 4. Derselbe: Uber Strandverschiebungen im hannoverschen Oberen Jura. Diese Zeitschr. 57, 1905, S. 515—534. 1) Die auf den Harz und seine Umgebung sich beziehenden Schriften die das gleiche Thema behandeln, sind bereits auf S. 369 angeführt worden. 319 5. Derselbe: Muschelkalkgerölle im Serpulit des nördlichen Teuto- burger Waldes. Ebenda, S. 168—169. 6. Derselbe: Spätiurassische und tertiäre Dislokationen in Westfalen. Ebenda, S. 432—433. 7. Derselbe: Zur Kenntnis der Dislokationen, Schichtenabtragungen und Transgressionen im jüngsten Jura und in der Kreide West- falens. Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. 26, 1905, S. 103—125. 8. A. v. Korsen: Über das Verhalten und das Alter der Störungen in der Umgebung der Sackberge und des Leinetales bei Alfeld und Elze. Nachr. Preuß. Ges. d. Wissensch., Göttingen, Math.-physik. Kl. 1907, S.1-9. | 9. A. Mestwerpr: Über Störungen am Falkenhagener Liasgraben v. Kornen-Festschrift 1907, S. 221—230. 10. H. Mrxzer: Tertiäir und Tektonik im Norden von Hildesheim. Ebenda, S. 175—188. 11. H. Srwre: Exkursion in den südöstlichen Deister. 1. Jahresber. d. Niedersächs. Geol. Ver. 1908, S. 19—21. 12. Derselbe: Erläut. zu Bl. Peckelsheim d. Preuß. Geol. Spezialkarte, 1308... 13. OÖ. Gruppe: Präoligocäne und jungmiocäne Dislokationen und tertiäre Transgressionen im Solling und seinem nördlichen Vorlande. Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. 29, 1908, S. 612—644. 14. E. Haarmann: Die geologischen Verhältnisse des Piesberg-Sattels bei Osnabrück. Inaug.-Diss., Berlin 1908. 15. H. Sııre: Das Alter der Deutschen Mittelgebirge. Zentralbl. f. Mineral. 1909, S. 270— 286. 16. ©. Grupre: Über die Zechsteinformation und ihre Salzlager im Untergrunde des hannoverschen; Eichsfeldes usw. Zeitschr. f. prakt. Geol. 1909, S. 185— 205. Die Ergebnisse aller dieser Arbeiten werden [in STILLES letzter Veröffentlichung!) zusammengefaßt. Er spricht darin die Ansicht aus, „daß der Bau der nordwestdeutschen Ge- birge durch einen mehrfachen Prozeß der Gebirgs- bildung zu erklären sei,“ und daß man, ganz abgesehen von den jungpaläozoischen Faltungen, mit mindestens 4 Haupt- phasen zu rechnen habe. Diese sind nach STILLE: Ä 1. Die jungjurassische (präcretaceische), nachgewiesen im holländisch-westfälischen Grenzgebiete, am Egge-Gebirge und im Hannoverschen. 2. Die vor- bzw. frühsenone, die zur Heraushebung [des paläozoischen Kernes des Harzes führte, in die auch der erste Anfang der Osning-Faltung fallen dürfte, und die die faciellen Verhältnisse der Granulaten-Kreide im Münsterlande erklärt. 3. Die alttertiäre (voroligocäne). In sie fällt der Haupt- teil der Osning-Faltung. Sıe hat nach SrtiLLE besondere Be- deutung für den Aufbau der Mittelgebirge. 4. Die jung- oder postmiocäne. 2) Nr. 15, S. 274. Widerspruch haben die Anschauungen STILLEs, trotzdem sie vieles ganz Neue und Unerwartete brachten, meines Wissens bisher nur von einer!) Seite gefunden, nämlich von der des jüngst verstorbenen Marburger Geologen Tu. LORENZ. Wo STILLE Transgressionen über vorher disloziertem und denudiertem Unter- grund erkennt, will er Überschiebungen sehen; die als jung- jurassisch gedeuteten Störungen sind nach ihm tertiär. Nach LorEnZ gibt es in den deutschen Mittelgebirgen überhaupt nur zwei Störungsperioden, die carbonische und die tertiäre. Also die alte Auffassung, die noch vor einem Jahrzehnt die weitaus herrschende war. Das Fundament, auf das LORENZ seine weitgehenden Schlüsse aufbaut, ist völlig unzureichend?). So behauptet er, nur ganz lokal könnte die ungleichartige Unterlage der Unter- kreide den Gedanken an jungjurassische Störungen nahelegen. „Etwas weiter östlich (von der Egge) im Hils und im nörd- lichen Vorland des Harzes, überall finden wir die Kreide völlig konkordant auf Jura liegen.“ Ein Blick auf die EwArpsche Karte der Provinz Sachsen hätte den Verfasser dieser Zeilen von der völligen Unrichtigkeit seiner Behauptung überzeugen können. Eine besondere Ironie des Schicksals ist es aber, daß die Dislokationen, die der Alpengeologe LorEnz an der Basis der Kreide annimmt und als Überschiebungen deutet, gar keine Überschiebungen sind. Bei einer Überschiebung müßte das Hangende an der Dislokationsspalte älter sein als das Liegende; hier wäre aber gerade das Umgekehrte der Fall. LorEnzs Überschiebungen könnten also allerhöchstens Ver- werfungen auf sehr flachen Klüften sein. Unter diesen Um- ständen mutet es etwas sonderbar an, wenn er schreibt: „Da das klassische Gebiet für diese Art der Tektonik in den Alpen liegt, so ist es selbstverständlich, daß das Auge des in Nord- deutschland arbeitenden Geologen noch nicht auf diese Er- scheinungen eingestellt ist.“ Wir werden demnach mit STILLE u. a. an drei sehr erheb- lichen präoligocänen Störungsperioden _ (abgesehen von der carbonischen) festhalten dürfen, die den Boden von Nordwest- deutschland betroffen haben. Ä Aber auch im Süden des von uns betrachteten Gebietes hat man schon auf präcenomane Dislokationen hingewiesen, und !) Tu. Lorexz: Über den Gebirgsbau Mitteldeutschlands. Ber. d. Vers. d. Niederrhein. Geol. Ver. 1907, S. 24. ) Vgl. hier auch H. Srıuıe, Zentralbl. f. Mineral. 1909, S. 270. 381 zwar erheblich früher als in Nordwestdeutschland. „Bereits!) C. W. vox GÜuBEL berichtet im „Frankenjura“ S. 604 von groß- artigen Spalten präcenomanen Alters („zwischen der Entstehung der Solenhofener Schichten und des Grünsandsteins von Regens- burg“), die parallel mit dem alten Urgebirgsrande des Bayrischen Waldes, d. h. also in hercynischer Richtung verlaufen.“ Powmpecr) ?) hat diese Angaben später in der Regensburger Gegend bestätigt und erweitert, und neuerdings glaubt HERMANN?) feststellen zu können, daß diese präcenomanen Störungen ebenso wie in Nordwestdeutschland präcretaceisch sind. Wenn wir also nördlich, nordwestlich und südlich von Thüringen jungjurassische Dislokationen von großer Bedeutung wahrnehmen, so dürfen wir mit ziemlich großer Wahrscheinlichkeit damit rechnen, daß auch in Thüringen selbst ein großer Teil der präoligocänen Störungen tatsächlich der jüngsten Jurazeit zufällt. Daß aber, wenigstens im nördlichen Thüringen, mindestens zwei präoligocäne Störungsperioden an- zunehmen sind, zeigen Beobachtungen an den Kreide- schollen des Ohmgebirges. Bekanntlich haben sich auf den Höhen des Ohmgebirges zwischen Stadt Worbis und Kloster Gerode einige Fetzen von Cenoman erhalten; es handelt sich um drei größere, in der Richtung NO bis NNO langgestreckte Streifen, deren mittlerer an seiner Südseite von zwei kleinen isolierten Flecken be- gleitet ist. Der breiteste dieser Streifen nimmt den oberen Teil des Sachsentales NNO von Stadt Worbis ein und reicht bis in die Mitte des Dorfes Kaltohmfeld.. NNW von seinem Nordende, also nicht in seiner Verlängerung, beginnt ein zweiter, schmälerer Streifen, an dessen Ostabhange das Dorf Holungen liegt. Seinem Südende sind am Holunger Knick und am Schwarzenberg zwei kleine Tourtia-Flecke vorgelagert. In seiner unmittelbaren Verlängerung beginnt am Georgsplatz ein drittes ganz schmales Vorkommen von Cenoman, das am Ostfuße des Winkelberges sein Ende findet. Die beiden nördlichen Streifen liegen hauptsächlich auf Mittlerem Muschelkalk, der Fetzen von Kaltohmfeld auf sämt- ) R. Herman: Die östliche Randverwerfung des Fränkischen Jura. Diese Zeitschr. Bd. 60, 1908, S. 47. ?) J. F. Pompecks: Die Juraablagerungen zwischen Regensburg und Regenstauf. Geognost. Jahresh. XV, 1901. 222.0. 8:62. 382 lichen Triashorizonten vom Unteren Keuper bis zum obersten Wellenkalk, der kleine Flecken am Schwarzenberg aber sogar auf Unterem Wellenkalk und der Oolithbank £. Es treten also sehr verschiedene Niveaus der Trias mit dem Cenoman in Berührung; dies nötigt aber zu dem Schlusse, daß die alt- mesozoischen Gesteine bereits vor Ablagerung des Oenomans starke Störungen erlitten haben mußten. Nun scheint aber die nicht allzuweit entfernte Oberjura- Tafel des Kahleberges südlich von Gandersheim darauf hinzu- deuten, daß auch in der Gegend des heutigen Ohmgebirges noch Oberer Jura zur Ablagerung gelangt ist. Der präcenomanen Dislokationsperiode folgte also im Ohmgebirge eine Denudation von sehr bedeutendem Umfange, die den gesamten Jura und den größten Teil des Keupers abtrug. Dies aber gibt uns wohl das Recht, zwischen der Dislokation der mesozoischen Schichten und der Ablagerung des ÜCenomans für diese Denudation einen größeren Zeitraum zu reservieren und die präcenomane Störungsperiode im ÖOhmgebiet in den obersten Jura zu ver- setzen. Wie das Streichen dieser alten Dislokationen im Ohm- gebirge verlief, läßt sich mit völliger Sicherheit nicht mehr entscheiden; doch möchte ich vermuten, daß es hereynisch war oder wenigstens von der NW-Richtung nicht stark abwich. Diese ältere Streichrichtung wird maskiert von einer jüngeren, nordöstlichen bis nordnordöstlichen; infolge von Mulden- und Grabenbildung mit diesem Streichen hat sich das Cenoman und seine Unterlage von Muschelkalk und Lettenkohle mitten im Buntsandsteingebiete erhalten. Ich glaube nun den Nachweis führen zu können, daß auch diese postcenomane Störungsperiode des Ohmgebirges noch präoligocän ist. Das Gebirge hat besonders in der Gegend von Kaltohmfeld ziemlich ausgesprochenen Plateaucharakter; nun wird man aber nach Lage der Dinge diese Hochfläche kaum anders deuten können denn als präoligocäne Landoberfläche. Diese Auf- fassung findet ihre Bestätigung, wenn wir die Beziehungen des Ohmgebirges zu seiner Nachbarschaft prüfen. Das Ohmgebirge, die Bleicheröder Berge und die zahlreichen Muschelkalk-Kopjes in ihrer Umgebung (Hasenburg, Hubenberg, Haarburg, Ellerburg und Iberg) sind wohl als Zeugenberge aufzufassen, die durch die Wipper und ihre Zuflüsse von der geschlossenen Muschel- kalkplatte des Düns und der Hainleite losgetrennt worden sind. Nun sind diese Hochflächen schon früher mit guten Gründen als ein Teil der präoligocänen Peneplain angesehen worden, man muß also diese Auffassung auch auf die Zeugenberge über- tragen, soweit ihre Oberfläche, wie teilweise im ÖOhmgebirge, noch den Charakter einer Hochfläche besitzt. Wahrscheinlich fällt die zweite (postcenomane) Störungs- periode im Ohmgebirge in das Senon, da sich zwischen sie und die Bildung der Peneplain wiederum eine Denudationszeit von geraumer Dauer einschalten muß. Auch eine dritte, der Bildung der oligocänen Schotter un- mittelbar voraufgehende Störungszeit wird man für Thüringen anzunehmen haben; ohne sie hätten die Oligocängerölle nicht von den Höhen des Thüringer Waldes bis in die Leipziger Bucht verfrachtet werden können, Es finden sich also Anzeichen dafür, daß sämtliche drei Störungsperioden, die in Nordwestdeutschland mit Hilfe der Kreide zwischen dem Oberen Jura und dem Oligocän nach- gewiesen werden konnten, auch den Boden Thüringens betroffen haben. Im einzelnen wird es aber fast überall unmöglich sein, die Wirkungen dieser drei Dislokationszeiten auseinanderzu- halten; wir werden sie daher nach wie vor als präoligocäne Störungen bezeichnen müssen, mit der reservatio mentalis, daß sich vielfach mehrere aufeinanderfolgende Störungen addiert haben, um die heute sichtbare Wirkung hervorzubringen. 8. Postoligocäne Dislokationen. Postoligocäne Krustenbewegungen dürften in Thüringen im allgemeinen leicht zu erkennen sein. Wir gehen wohl am besten von der Anschauung aus, daß zu Beginn der Oligocänzeit der Boden Thüringens eine schwach wellige Tiefebene darstellte; nur im Harzgebiete und vielleicht auch im Thüringer Schiefergebirge waren noch größere Höhen vorhanden. Wenn heute Thüringen und der Harz ein ganz anderes Bild bieten, so ist dies im wesentlichen ein Werk postoligocäner Störungen und der sich anschließenden Erosions- vorgänge. Von Osten ausgehend bemerken wir, daß das Erzgebirge in Gestalt einer schiefen Ebene aufsteigt, die sich allmählich nach Nordwesten, gegen die Leipziger Bucht hin, senkt. Die schiefe Ebene des Erzgebirges, in deren Anlage wir das Wieder- aufleben einer uralten, NO streichenden Dislokationsrichtung erblicken dürfen, geht etwa von der Linie Glauchau-Asch ab in eine andere schiefe Ebene über, deren Abfall im all- gemeinen nach NÖ gerichtet ist, deren Streichen also nun- mehr hercynische Richtung verfolgt. Dieser Richtung entspricht ER im ostthüringisch-fränkischen Schiefergebirge weder die Streich- richtung des Altpaläozoicums noch die der ostthüringischen Monoklinale. Es streichen allerdings einige z. T. recht be- deutende Brüche in herceynischer Richtung durch das Schiefer- gebirge; allein sie sind möglicherweise uralt und scheinen im Tertiär keine wesentliche Wiederbelebung erfahren zu haben. Ein hercynisch streichender, im Mesozoicum angelegter Rand- bruch fehlt jedenfalls dem Schiefergebirge bis zur Gegend von Saalfeld; es konnte also die tertiäre Dislokationsphase auch keine Reaktivierung eines schon bestehenden Bruches hervor- rufen, und deswegen dacht sich das ostthüringische Schiefer- gebirge bis zum Meridian von Saalfeld ganz allmählich, wie das Erzgebirge, zur Leipziger Bucht ab. Ganz anders wie auf der Nordseite liegen die Dinge auf der Südseite des Schiefergebirges; hier fand die neue Dislo- kationsrichtung einen gewaltigen, schon in der Präoligocänzeit. angelegten Bruch von hereynischer Richtung vor, an dem sich eine starke Verschiebung der Peneplain vollzog; deswegen heute eine allmähliche Abdachung des Schiefergebirges nach. der Leipziger Bucht zu, aber ein steiles Abfallen gegen das fränkische Triasgebiet. Dasselbe kann man beobachten, wo die hersmische Dislo-- kationsrichtung am NW-Rande alas Thüringer Waldes auf präoligocäne Brüche der gleichen Richtung trifft wie bei Saalfeld Auch hier leben die alten Störungslinien wieder auf, und in der: schiefen Ebene bildet sich, anscheinend plötzlich, eine Flexur heraus. Die hercynischen Randbrüche des Thüringer Waldes entsprechen alten präoligocänen Dislo- kationen, die durch postoligocäne, ebenfalls hereynisch streichende Krustenbewegungen reaktiviert worden sind. Während dernordwestliche Teil des Thüringer Waldes beider-- seitig von erheblichen postoligocänen Randbrüchen eingefaßt. wird, scheint das Triasland zwischen ihm und dem Harze im. wesentlichen den Charakter der schiefen Ebene beibehalten zu. haben. Doch liegt ihr tiefster Teil augenscheinlich nicht !n. der Mitte des Triaslandes, sondern unmittelbar am Südrande: des Harzes. Ebenso wie der Thüringer Wald stiegen auch. Harz und Kyffhäuser durch Reaktivierung präoligocäner Spalten empor. Einen Teil der Tiefenlinie, gegen die sich die Thüringer schiefe Ebene abdachte, bezeichnet die Goldene Aue; man könnte sie für ein reines Frosionsgebilde halten, wenn nicht. die abnorm tiefe Lage des Oligocäns in ihr (zwischen 400» 385 und 500’ Meereshöhe) den Beweis lieferte, daß sie ein Gebiet postoligocäner relativer Senkung bedeutet!). Der Kyffhäuser spaltet die Senkungszone in zwei Teile; wir können sagen, daß die postoligocäne Antiklinale des Kyffhäusers von zwei postoligocänen Synklinalen, im Norden und Süden, begleitet wird. Daß diese Auffassung auch für die breite Depression südlich vom Kyffhäuser richtig ist, zeigt die relativ sehr tiefe Lage des Oligocäns in der Nachbarschaft von Franken- hausen. Nach Südosten läst sich die postoligocäne Synklinale der Goldenen Aue bis mindestens zum Unstrut-Durchbruch bei Memleben verfolgen; auch im Gebiete der Bottendorfer Höhe lagert das Oligocän auffallend tief (noch etwas unter 400’); man : darf also wohl annehmen, daß hier der Kern einer präoligocänen Antiklinale in postoligocäner Zeit eingesunken ist. Auch nach WNW läßt sich die Tiefenlinie der Goldenen Aue wohl weiter- verfolgen; ich möchte annehmen, daß das untere Oder- und Rhume-Tal tektonisch durch eine postoligocäne Einmuldung vorgezeichnet ist, welche die geradlinige Fortsetzung der Goldenen Aue bildet. Wie weit im Thüringer Becken selbst kleinere postoligocäne Dislokationen die schiefe Ebene noch weiter gegliedert haben, wird sich nur in seinen Randgebieten noch mit einiger Sicher- heit entscheiden lassen. Auf kleine Sättel und Mulden deutet wohl die ungleiche Höhenlage benachbarter Oligocänfetzen auf vielen Kartenblättern hin. Von besonderer Bedeutung für die Hydrographie dürfte aber die relativ tiefe Lage des Oligocäns auf der Schmücke sein. Auch dort, wo einzelne Höhenzüge über das Niveau der Peneplain sich zu erheben scheinen, wie der Eitersberg und die Riechheimer Höhe, darf man wohl postoligocäne Aufsattelungen vermuten. Doch müssen alle Einzel- heiten in dieser Frage künftigen Spezialuntersuchungen vor- behalten bleiben. Man wird im allgemeinen sagen dürfen, daß die postoligocänen Dislokationen präoligocänen Störungs- linien gefolgt sind, aber wesentlich nur dort, wo auch diese hercynisches Streichen besaßen. Präoligo- cäne Störungen von nicht hercynischer Richtung scheinen im allgemeinen nur dort reaktiviert worden zu sein, wo sie schmale Verbindungsstücke zwischen hercynischen Dislokations- linien darstellen. Hierhin gehören wohl die NO bis NNO \) Vielleicht spielt hier auch die Auslaugung von Zechsteinsalzen unter den breiten Talmulden eine Rolle. Vgl. Furva: Zeitschr. f. prakt. Geologie 1909, S. 25. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 25 386 streichenden Teile der Thüringer-Wald-Brüche, die das bajonett- förmige Zurückspringen des Gebirges bedingen. Die postoligocänen Störungen sind wohl ebenso wie die präoligocänen sicher nicht auf eine einzige Periode ‚beschränkt gewesen. Wieviel von ihnen aber auf die einzelnen Stufen des Tertiärs und auf das Quartär entfällt, wird sich im all- gemeinen kaum entscheiden lassen. Auch die nicht unbe- deutenden Krustenbewegungen, die der Ablagerung der Oligocän- schotter unmittelbar voraufgingen, wird man von den jüngeren wohl kaum mit Sicherheit zu trennen vermögen. Wenn den präoligocänen Dislokationen vielfach post- oligocäne an der gleichen Spalte gefolgt sind, wenn die heutigen Gebirge also früher in ähnlicher Gestalt schon ein- mal (oder noch öfter) bestanden haben, so liegt der Gedanke nahe, die älteren und jüngeren Störungen bezüglich ihrer Inten- sität miteinander zu vergleichen. JOH. WALTHER berechnet die Gesteinsdecke von der Dyas bis zum Lias, die einst das Thüringer Schiefergebirge bedeckte, auf ungefähr 1500 m. Wenn Schichten von dieser Mächtigkeit, nach unserer Auffassung in der Zeit zwischen Oberstem Jura und Oligocän, abgetragen worden sind, bis schließlich das Meeresniveau wieder nahezu erreicht wurde, so muß die Erd- oberfläche gegen den Meeresspiegel um mindestens 1500 m re- lativ gehoben worden sein. Wahrscheinlich ist aber der Betrag der bis zum Oligocän abgetragenen Schichten im Thüringer Schiefergebirge weit höher. Nichts hindert uns anzunehmen, daß auch noch Dogger und Malm hier abgesetzt wurden. Außerdem aber ist nach unserer Auffassung die heutige Hoch- fläche nicht die alte Auflagerungsebene des Rotliegenden oder Zechsteins. Die Peneplain schnitt vielmehr mehr oder minder tief in die paläozoischen Schiefer ein; zu der Decke von jüngeren Sedimenten, die weggeführt wurden, addiert sich also noch ein aliquoter Teil der Schieferunterlage. Es ist also durchaus möglich, daß im Schiefergebirge nicht 1500, sondern 3000 m Gestein und darüber vor dem Öligocän abgetragen wurden. Nun hat wohl die Oberfläche der Peneplain im Schiefer- gebirge seit dem Oligocän nirgends über 1000 m hoch gelegen; dieser Betrag stellt also die Maximal-Summe der postoligocänen Krustenbewegungen dar. Die Summe der präoligocänen Bewegungen überstieg also die der postoligocänen im Thüringer Schiefergebirge, — und das gleiche gilt wohl für den Harz — um mindestens das Doppelte bis Dreifache. Man darf daher der Anschauung von StiLLE und GRUPE beitreten, nach der die präoligocänen Dislokationen die postoligocänen an Intensität weitaus übertrafen. Im allgemeinen dürften seit dem Ausgang der Juraperiode die Ereignisse in Thüringen sich in derselben Art und Weise abgespielt haben wie in Nordwestdeutschland. Nur waren wohl in Thüringen die präoligocänen Dislokationen noch inten- siver, die ihnen folgenden Denudationen daher auch umfang- reicher. Eine Notwendigkeit, Teile von Nord- und das nörd- liche Nordwestdeutschland als „saxonische Scholle* von den deutschen Mittelgebirgen abzutrennen, wie TornQauısT!) es vor- schlägt, scheint mir nicht zu bestehen. 9. Die Beziehungen zwischen dem Flußnetz und der „präoligoeänen Peneplain.?) Es braucht nicht besonders betont zu werden, daß Krusten- bewegungen und Flußnetz in engem Zusammenhang miteinander stehen. Die erste Anlage eines Flußsystems wird wohl immer durch die Tektonik bedingt; man muß dabei nicht gleich an Verwerfungen denken, auch die Schiefstellung einer Schichten- platte, welche die Flüsse zwingt, die Richtung der stärksten Böschung einzuschlagen, gehört zu den tektonischen Vorgängen. Die ersten Flußsysteme (von den jungpaläozoischen bis triadischen abgesehen) wurden bereits zur Zeit des obersten Jura angelegt, als Mittel-Deutschland aus dem Meere empor- stieg und sein Boden von starken Dislokationen getroffen wurde. Von den Flüssen, die in jener Zeit entstanden und das Festland schließlich bis zur präoligocänen Peneplain er- niedrigten, wissen wir leider so gut wie nichts. Die „Thüringer Mulde“ muß damals ein Becken in tektonischem wie in oro- graphischem Sinne gewesen sein, dessen Mitte die Gewässer von dem Ur-Thüringer Walde, der Östthüringischen Monoklinale und ihrem nordwestlichen Gegenflügel, vielleicht sogar auch vom Harze her zuströmten. | !) A. Tornquıst: Die Feststellung des baltisch-russischen Schildes usw. Schrift. d. physik.-ökonom. Ges. Königsberg i. Pr. 1908. 2) Die noch ganz strittige Frage, ob die präglaziale Gera in die Ilm geflossen ist, soll hier nicht erörtert werden. Ich persönlich neige der Ansicht von Wüsr zu, der dies für unwahrscheinlich hält. Auch mit der Ableitung der Orla, die schon auf 8. 312 erwähnt wurde, will ich mich hier nicht beschäftigen; augenscheinlich liegen ihr rein lokale Momente zugrunde, die aber wohl noch nicht genügend aufgeklärt sind. 2 Nach welcher Richtung der präoligocäne Fluß, dessen Ge- wässer sich im Thüringer Becken sammelten, in jenen Zeiten abgeflossen ist, läßt sich kaum mehr feststellen. Vielleicht floß er, den Harz nach Osten umgehend, in der Gegend von Halberstadt in die Bucht des Unterkreide-Meeres. Die neo- comen Sande, die im östlichen Teile des subhercynen Kreide- beckens auftreten und weiter im Westen durch das kalkige Hilskonglomerat ersetzt werden, können recht wohl von einem solchen Flusse ins Meer gespült worden sein. Von dem Thüringer Becken des Spät-Mesozoicums und Alttertiärs ausgehend, erniedrigten sich durch rückwärts ein- schneidende Erosion auch seine randlichen Gebirge, bis schließ- lich alles zu einer schwach welligen Tiefebene abgetragen war, über die sich nur wenige Höhen erhoben. Zuerst verwischten sich die ursprünglich scharf eingeschnittenen Flußläufe natür- lich im Gebiete des Beckens; in den Randgebirgen erhielten sie sich vielleicht bis zu einem gewissen Grade auch noch während des Stadiums der Peneplain. Wie ich bereits auf Seite 321 ausgeführt habe, glaube ich auf den Höhen des Frankenwaldes noch Überreste solcher greisenhafter, präoligo- cäner Flußtäler erkennen zu können. Zu Beginn der Oligocänzeit begannen die Krusten- bewegungen, welche die heutigen Terrainverhältnisse schufen; durch diese muß das präoligocäne Flußsystem, soweit man von einem solchen noch sprechen konnte, eine mehr oder minder starke Umgestaltung erfahren haben. In Thüringen bildete sich eine nach NNO fallende schiefe Ebene, die im Osten all- mählich zu den Höhen des Thüringer Schiefergebirges anstieg, während sie im Westen vom Thüringer Walde durch eine Flexur oder Verwerfung getrennt wurde. Die Flüsse mußten natürlich der stärksten Neigung der schiefen Ebene folgen, d.h. nach NNO abfließen. Diese Richtung halten heute noch die Unstrut von Sömmerda bis Artern, die Gera, die Ilm ab- wärts bis fast nach Weimar, die Saale von Rudolstadt, die Elster von Krossen abwärts inne. Nicht aber folgen ihr der Oberlauf der Saale, Unstrut und Elster, der Unterlauf der Ilm und in ihrer ganzen Länge die Hörsel und Nesse. Diese Abweichungen von dem normalen NNO-Verlaufe sind nicht einheitlich zu er- klären; teils sind die abweichend verlaufenden Flußstrecken älter, teils jünger als die NNO-Strecken. Am auffälligsten läßt die Saale das Umbiegen aus einer Richtung in die andere erkennen. Von der Quelle bis über Saalfeld hinaus besitzt sie im allgemeinen WNW, — d.h. her- cynische Richtung, um zwischen Schwarza und Rudolstadt u en rn ee er Da Dee 389 plötzlich in die NNO-Richtung überzugehen, die sie nun bis Weißenfels ohne erhebliche Abweichungen beibehält. Ich möchte annehmen, daß die Saale in ihrem Oberlaufe noch an ein altes präoligocänes Tal gebunden war, daß sie nicht verlassen konnte, auch als sich die Abdachungsverhält- nisse wesentlich änderten. Der Oberlauf der Saale scheint einem Flusse angehört zu haben, der dem Innern einer prä- oligocänen Thüringer Mulde direkt zuströmte. In den tieferen Teilen des östlichen Thüringens, die bis zum Oligocän voll- ständig zu einer Tiefebene abgeschliffen waren, mußten nun nach Bildung der schiefen Ebene die Gewässer der NNO-Ab- dachung folgen; in den höheren Teilen, die noch nicht so voll- ständig eingeebnet waren, konnte hingegen die präoligocäne Flußrichtung nicht verlassen werden. Es scheint also hier der merkwürdige Fall vorzuliegen, daß der Oberlauf .eines Flusses älter ist als sein Unterlauf. Noch komplizierter liegen die Verhältnisse für die Elster. Ihr Unterlauf von Krossen bis Leipzig ist nach NNO gerichtet und daher wohl postoligocän, der oberste Teil ihres Oberlaufes von den Quellen abwärts bis Oberweischlitz verläuft hercynisch, ist also wohl präoligocän; zwischen beiden Flußstrecken liegt aber ein sehr langes Stück des Laufes, in dem die Elster ohne wesentliche Abweichung von Süden nach Norden fließt Dürfen wir annehmen, daß dem Elstertale auf dieser Strecke ein intermediäres Alter zukommt? Gehen wir nun zu den hydrographischen Verhältnissen im eigentlichen Thüringer Becken über. Wäre die Mulde, deren Mitte Keuperausfüllt, erstim Tertiär angelegt worden, so hätten die Flüsse von allen Seiten her in radialer Richtung dem tiefsten Punkte der Mulde zuströmen müssen. Die Ilm beweist aufs deutlichste, daß dies auch heute noch nicht der Fall ist. Hingegen scheint die Unstrut mit ihren Nebenflüssen bis zu einem gewissen Grade ein der- artiges radiales Flußsystem darzustellen. Alte Schotterzüge und verlassene Flußbetten aber beweisen uns, daß die heutigen Abflußverhältnisse im Thüringer Becken ganz moderner Entstehung sind und wesentlich erst nach der Glazialzeit angelegt wurden. Soweit wie wir die präglazialen und tertiären Flüsse verfolgen können, flossen sie einander parallel in Nordnord- ostrichtung und vereinigten sich größtenteils erst jenseits des Muschelkalkzuges Hainleite- Schmücke- Finne in der Südharzer Tiefenlinie Dies aber ist nur denkbar, wenn das heutige Thüringer Becken im 390 Tertiär eine nach NNO sich abdachende schiefe Ebene bildete, deren Untergrund allerdings Gesteine von sehr verschiedener Widerstandsfähigkeit zusammen- setzten. Erst durch ungleich rasche Erosion in den Gesteinen dieser schiefen Platte entstand die heutige Beckenform, und im Zusammenhang damit fanden um- fangreiche Flußverlegungen statt. Am längsten bekannt sind die Flußverlegungen im Gebiete der Unstrut; schon HEINR. ÜREDNER!) hat vor 67 Jahren. auf einige von ihnen hingewiesen. Es ist zweifellos, daß die Quell- flüüsse der präglazialen Unstrut nicht im Hainich, sondern im Thüringer Walde zu suchen sind. Zwei präglaziale Schotter- züge, die wesentlich 'Thüringer-Wald-Material führen, lassen sich mit dem alten Unstrutlaufe in Verbindung setzen: der Tonna-Griefstädter und der Erfurt-Weißenseer Zug. Der erstere ist wohl auf eine Ur-Unstrut zu beziehen, deren Quellgebiet, wie ZIMMERMANN?) wahrscheinlich mit Recht vermutet, dem der heutigen Apfelstedt entspricht; der letztere stellt aber höchst- wahrscheinlich Ablagerungen einer Ur-Gera dar. E. E. ScHmiD®) nahm an, daß die Sachsenlücke, durch welche die heutige Unstrut das Thüringer Becken verläßt, zur Zeit, als jene Schotterzüge sich bildeten, noch nicht geöffnet war. Die Gewässer der Unstrut strömten nach seiner Auffassung mit denen der Ilm vereinigt durch die Sulzaer Talenge. Zeit- weilig aber war das Thüringer Zentralbecken von einem See erfüllt. | Diese Anschauungen dürfen heute bereits als in allen Punkten widerlegt gelten. Daß im Thüringer Zentralbecken jemals ein See von größerer Ausdehnung bestanden hat, ist mehr als unwahrscheinlich; der Ilmlauf durch die Sulzaer Enge hat sich heute [als ganz jung erwiesen, hingegen dürfte dem Unstrut-Durchbruch bei Sachsenburg ein hohes Alter zu- kommen. Daß die Unstrut der Hauptfluß des Thüringer Beckens ge- worden ist, und daß die Sachsenburger Pforte die tiefste Durch- brechung des nördlichen Muschelkalkzuges darstellt, ist kein Zufall, sondern beruht wenigstens zum Teil auf tektonischen ') Hemmer. Crepser: Übersicht d. geognost. Verhältn. Thüringens und d. Harzes, Gotha 1843, S. 32. °) E. Zınmermass: Über die in der Gliederung zum Ausdruck gelangende bisherige Kenntnis vom thüringischen Diluvium. Diese Zeitschr. 51, 1899, S. 11. °) E. E. Scmmip: Die hydrographischen Verhältnisse Thüringens und ihre Entwicklung. Mitt. Geogr. Ges. Jena I, 1882, S. 55. 391 Momenten. Wir sahen schon früher, daß die Öligocänschotter auf der Schmücke, wenige Kilometer östlich von dem Unstrut- durchbruch, eine auffallend geringe Meereshöhe einnehmen. Dies deutet auf eine lokale, postoligocäne Einsenkung der schiefen Ebene an dieser Stelle hin. Wenig nördlich von der Sachsenburger Pforte aber schufen andere tertiäre Krusten- bewegungen die tiefe Mulde der Goldenen Aue. Als drittes günstiges Moment kommt hinzu, daß der Muschelkalk, der noch in der Hainleite ziemlich flach gelagert war, an der Sachsenburger Pforte sich steil aufrichtet, daß sein Ausstreichen sich also dementsprechend verschmälert und daher leichter von einem Flusse zu durchbrechen ist. Ein Fluß, der durch die Gegend der Sachsenburger Pforte strömte, fand also von vorn- herein äußerst günstige Bedingungen zum KEinschneiden vor; erstens, weil seine Erosionsbasis in der Goldenen Aue sehr tief lag, zweitens weil er teilweise eine tektonische Mulde be- nutzen konnte und drittens, weil der Zug der widerstands- fähigen Muschelkalkgesteine schmal und vielleicht durch Dislo- kationen zerrüttet war. Aus diesen Verhältnissen läßt es sich verstehen, daß die Sachsenburger Pforte bereits sehr frühzeitig angelegt und daß die Unstrut zum Hauptflusse des Thüringer Beckens wurde, der fast alle übrigen gleichzeitig geborenen Gefährten unter sein Joch zwang. (Über den Unstrutlauf jenseits der Sachsenburger Pforte ‚brauche ich mich um so weniger zu äußern, als gerade hier sehr eingehende neuere!) Arbeiten vorliegen. Ich möchte nur betonen, daß die weitverbreitete?) Ansicht, die Unstrut wäre über das Gebiet der Mansfelder Seen und durch das Salzke-Tal weitergeflossen, meines Wissens durch keinerlei Tatsachen- material®) gestützt wird. Es ist vielmehr im höchsten Grade wahrscheinlich, daß die Unstrut stets die tektonische Mulde Artern-Wiehe benutzte und stets oberhalb von Halle in die Saale mündete.) Wenn unsere Vorstellung von einer nach Nordnordost ge- geneigten schiefen Ebene richtig ist, so müssen zahlreiche Flüsse parallel mit der Ur-Unstrut das heutige „Thüringer Zentral- becken“ durchströmt haben. Sehen wir nun, ob wir Reste ı) Vgl. E. Wüst: Untersuchungen über das Pliocän und das älteste Pleistocän Thüringens. Abhandl. naturf. Ges. Halle 23, 1900, S. 21ff. — Derselbe: Beiträge z. Kenntnis d. Flußnetzes Thüringens. Mitt. d. Ver. f. Erdk. Halle, 1900. ®) Näheres in Reerr, Thüringen I], S. 306. ®) Vgl.E. Wist: Flußnetz Thüringens, S. 17. 392 solcher NNO gerichteten Flußläufe, die jetzt außer Funktion gesetzt sind, auffinden können. E. Kaiser und E. Naumann!) haben bei der Aufnahme der Blätter Langula und Langensalza 550'—750' hoch liegende Schotter gefunden, die westlich von Gruß-Welsbach nur Trias- material enthalten, weiter im Osten aber auch Thüringer-Wald- und nordische Geschiebe führen. Westlich von der Unstrut aber fanden sich „vereinzelte Geschiebe, die dem jetzigen Niederschlagsgebiete der Unstrut fremd sind. Es sind Geschiebe aus Thüringerwald-Material wie von nordischen Gesteinen. „Von den aufgesammelten Ge- schieben aus Thüringer-Wald-Material lassen sich die meisten nach der Ansicht des llerrn Prof. ScHEIBE zurückführen auf den Nordostabhang des nordwestlichen Teiles des Thüringer Waldes. Besonders wichtig ist das Auftreten des Porphyrs vom Heiligenstein bei Ruhla in scharf abgeschliffenen Geschieben bei Oberdorla und Mülverstedt, welches auf eine eigenartige Ausbildung des Flußnetzes in präglazialer Zeit im nordwest- lichen Thüringen hinweist.“ Um das Auftreten von Thüringer-Wald-Material in den Schottern nördlich und östlich, in vereinzelten Geschieben süd- lich und westlich von der Unstrut erklären zu können, sehen sich die Verfasser zu folgenden Annahmen gezwungen: 1. Die Thüringer-Wald-Gerölle stammen aus dem weiter östlich vorbeistreichenden, präglazialen Tonn- Griefstedter Schotterzuge. 2. Da die Thüringer-Wald-Gerölle zum Teil aus den nord- westlichsten Gebieten des Thüringer Waldes stammen, muß der Tonna-Griefstedter Flußlauf „wohl weitere Zuflüsse gehabt haben aus südwestlicher und westlicher Richtung, wahrscheinlich unter Umgehung der Hörselberge und Benutzung des Nesse- Tales in West-Öst-Richtung.“ 3. Die Thüringer-Wald-Gerölle müssen vom Eise oder von Schmelzwasserbächen aus dem Tonna-Griefstedter Zuge in ihre jetzige Lage gebracht worden sein. 4. Da die fraglichen Schotter auf den Blättern Langula und Langensalza im allgemeinen höher liegen als die im prä- glazialen Tonna-Griefstedter Zuge, so muß man erhebliche postglaziale Krustenbewegungen annehmen. Die Verfasser haben also eine ganze Reihe von Voraus- an nötig, um das Auftreten von Thüringer-Wald-Geschieben ") E. Kaıser und E. Naumann: Zur Kenntnis der Trias und des Diluviums im nordwestlichen Thüringen. Jahrb. Preuß. Geol. Landes- anst. 1902, S. 647. 395 bei Langensalza zu erklären, und nicht alle ihre Annahmen erscheinen sehr plausibel. So will es mich nicht recht wahr- scheinlich dünken, daß der nordwestlichste Teil des Thüringer Waldes von dem Tonna-Griefstedter Flußlaufe entwässert worden ist. Übrigens müßte eine Untersuchung der in diesen Schottern enthaltenen Gesteine zeigen, ob man mit dieser Mög- lichkeit rechnen darf. Dann wäre es immerhin auffallend, wenn das nordische Inlandeis dicht an seiner Südgrenze noch die Kraft gehabt hätte, den Tonna-Griefstedter Schotterzug in so großem Maßstabe zu zerstören. Schließlich aber wird man auch gegen so erhebliche postglaziale Krustenbewegungen miß- trauisch sein dürfen, wie sie die bisherige Erklärungsweise verlangt. Diesen Schwierigkeiten entgeht man aber, wenn man an- nimmt, daß das Thüringer-Wald-Material auf den Blättern Langula und Langensalza nicht aus dem Tonna-Griefstedter Schotterzuge stammt, sondern von einem im nordwestlichsten Thüringer-Walde ent- springenden und über die Gegend von Langensalza nach Nordnordosten strömenden Flusse abgesetzt worden ist. Schotterreste, die das frühere Vorhandensein eines solchen Flußlaufes beweisen könnten, sind allerdings bisher weder auf dem Hainich noch auf den Höhen der Haartberge gefunden worden. Man muß jedoch im Auge behalten, daß es sich um meistenteils dicht bewaldete und wenig aufgeschlossene Gebiete handelt, und daß das Vorhandensein solcher Schotter daher keineswegs ausgeschlossen erscheint. Hingegen scheint nordnordöstlich von Langensalza vieles für einen solchen Flußlauf zu sprechen. Schon Kaiser und Naumann bemerken, daß die „nordwest-südöstliche Anordnung der Schotter an einen der Unstrut parallelen alten Flußlauf denken läßt“, verwerfen aber dann diese Idee in Rücksicht auf die Stromrichtung des nordischen Inlandeises. Ich glaube aber, daß man ganz unabhängig von den Schotterlagern einen solchen Fluß annehmen muß, um die eigentümlichen Terrainverhältnisse bei Sondershausen erklären zu können. Unmittelbar bei Sondershausen wird der Muschelkalkzug der Hainleite von einem breiten und tiefen Frosionstale, dem Geschling, durchsetzt. Eisenbahn und Straße benutzen diesen Durehbruch, der einen bequemen Zugang zum Zentralbecken darstellt. Heute fließt in ihm nur ein ganz unbedeutender Bach zur Wipper, der unmöglich dies tiefe Tal ausgefurcht haben kann, auch wenn wir uns seine Wassermenge vervielfacht 394 denken. Es muß ein großer, von SSW nach NNO fließender Strom gewesen sein, der sich hier in den Muschelkalk eingrub, der aber seither in andere Bahnen gelenkt worden ist. Thüringer-Wald-Gerölle sind allerdings meines Wissens in der Nachbarschaft des Geschlings noch nicht gefunden worden; aber man hat m. E. guten Grund, nach ihnen zu suchen. Zieht man nun vom Geschling eine Gerade in SSW-Richtung, so trifft sie die Schotterzüge bei Langensalza und den Thüringer Wald in der Gegend von Ruhla; ein in dieser Richtung strö- mender, der Unstrut ungefähr paralleler Fluß könnte also sehr wohl die Thüringer-Wald-Gerölle der Langensalzaer Gegend her- beigeführtt und die Hainleite im Geschling durchbrochen haben. Ein sehr hübsches Gegenstück zum Geschling stellt das Schneidtal südlich von Hachelbich dar. Es ist dies ein enges, tiefes, fast schluchtartiges Tal, das sich in Süd-Nord-Richtung in das Plateau der Hainleite eingegraben hat. Heutigen Tages liegt das Schneidtal fast gänzlich trocken; ein von Süden her, aus dem Keupergebiete zuströmender Wasserlauf ist nicht mehr vorhanden, der einzige Wasserfaden, der in das Schneidtal ein- mündet, der Schneidgraben, hat westöstlichen Verlauf, seine Richtung steht also zu der des Schneidgrabens senkrecht. Es ist klar, daß auch das Schneidtal durch einen ziemlich kräftigen, von Süd nach Nord fließenden Bach ausgewaschen sein muß, dessen Gewässer aber seither eine andere Abflußrichtung ge- funden haben. Das Geschling und der Schneidgraben können heutigen Tages von keiner erheblichen Wassermenge mehr durchströmt werden, weil die Helbe den Südrand der Hainleite begleitet und die Niederschläge der Gegend um Ebeleben-Greußen zur Unstrut ableitet. Die Flüsse, welche die tiefen Durchbruchs- täler derHainleite auserodierten. konnten also nurvorhanden sein, als die Helbe noch nicht ihren heutigen Laufhatte. Nun wird aber auch die Ableitung dieser Flüsse und die Trockenlegung der Durchbruchstäler klar, und wir erkennen in beiden ein Werk der Unstrut. Die Unstrut, der Fluß des Schneidgrabens und der des Geschlings flossen ursprünglich einander parallel über den Muschelkalkzug am Nordrande des Thüringer Zentralbeckens, aber sie schnitten sich in recht ungleichem Tempo in diesen ein. Die Unstrut war von vornherein im Vorteil, da ihr der Durchbruch an der Sachsenburger Pforte durch postoligocäne Senkungen erleichtert worden war. Außerdem war hier, wegen der steilen Schichtstellung im Muschelkalk, nur ein schmaler WERL Riegel zu durchbrechen, während die weiter im Westen strömenden Flüsse eine viel schwerere Erosionsarbeit zn leisten hatten. Dementsprechend vertiefte sich der Lauf der Unstrut rasch, der der beiden anderen Flüsse hingegen viel langsamer. So konnte es denn nicht ausbleiben, daß sich die beiden links- seitigen Nebenflüsse der Unstrut, die Helbe und der heutige Oberlauf der Unstrut, rapide in die weichen Keupermergel ein- gruben, schließlich die beiden höher gelegenen Flußläufe er- reichten und ihre Gewässer zur Unstrut ablenkten. Es ist dies wohl einer der schönsten Fälle von Flußablenkeng, die man sich denken kann. Gleichzeitig erklärt es sich aber auch ohne Zuhilfenahme von Krustenbewegungen, daß im Unstrutgebiete die präglazialen Schotter tiefer liegen, als die glazialen des Geschlingflusses. Die Ableitung dieses Wasserlaufes muß na- türlich in die Postglazialzeit fallen, die des Schneidgraben- Flusses erfolgte etwas früher. In der gleichen Weise lassen sich nun auch östlich von der Unstrut höchst eigentümliche morphologische Verhältnisse er- klären. Der schmale Buntsandsteinzug, der den Muschelkalk- kamm der Schmücke im Norden begleitet, wird von ziemlich tiefen Tälern, Borntal, Weingartental u. a. durchfurcht, in denen heute kein oder nur ein. äußerst unbedeutender Bach fließt. Die Tiefe und Breite dieser Täler steht in keinerlei Ver- hältnis zu ihrer Länge, die kaum mehr als 1 km beträgt; es ist augenscheinlich, daß die heutigen Täler nur Teilstücke sein können, deren Verlängerung südlich von der Schmücke gesucht werden muß. Von dort her konnte aber natürlich Wasser über die Schmücke nur zu einer Zeit fließen, als das Keupergebiet südlich von ihr noch höher lag als ihr Muschelkalkkamm. Diese Bäche waren übrigens nicht sehr wasserreich, denn nur die bedeutendsten unter ihnen, wie der, der in dem Tale von Harras nach NNO floß, gruben sich auch in den Muschelkalk der Schmücke ein. Es liegt nun auf der Hand, daß solche Bäche mit geringem Erosionsvermögen, die daher ihr Bett nicht stark vertiefen konnten, in der Nähe der rasch sich einschneidenden Unstrut aufs höchste gefährdet sein mußten. Die Wasserrisse- die südlich von der Sachsenburger Pforte mit starkem Gefälle in die Unstrut mündeten, gruben sich rasch in der Streich- richtung in die weichen Keuperschichten ein und raubten nach- einander den die Schmücke überfließenden Bächen ihr Quell- gebiet und ihren Oberlauf. Man kann sagen, daß die Unstrutim ganzen heutigen Thüringer Zentralbecken die vorher selb- 396 ständigen und parallel miteinander nach NNÖ ge- richteten Wasserläufe vernichtete. In allen Fällen gruben sich die Nebenflüsse der Unstrut, die im Streichen der Keuperschichten und natürlich ın deren weichsten Zonen flossen su rascherem Tempo ein als die alten NNO-Flüsse, die nicht: nur den Keuper quer zu seinem Streichemszu durcehschneiden hatten, sondern auch in ıhrem Unter- laufe eine harte Muschelkalkbarriere vorfanden. Während aber die Unstrut im Thüringer Zentralbecken ihr Flußsystem ausdehnte, indem sie die schwächeren Altersgenossen überwältigte, erlitt sie selbst durch das gleiche räuberische Verhalten zwei schwere Verluste. Im Östen mußte sie die Ilm. an die Saale abgeben, im Westen aber brach die Werra in ihr Gebiet ein und verlegte die Wasserscheide zwischen Weser und Elbe bis vor die Tore von Erfurt. Im Laufe des letzten Jahrzehntes ist durch die rastlose Arbeit von P. MıcHAeL?!), Wüst, NAUMANN und PıcArD, denen sich ZIMMERMANN mit einer schönen Beobachtung anschloß, un- zweifelhaft festgestellt worden, daß die Ilm in präglazialer Zeit bei Rastenberg über die Finne geflossen ist, und daß ihr heutiger Unterlauf erst im jüngeren Quartär angelegt wurde. Aus der Beobachtung, daß die tiefste Stelle der Finne die präglazialen Schotter bei Rastenberg um ca. 30m überragt, haben P. Mıcnaer und Henker den Schluß abgeleitet, daß die Finne noch erhebliche Dislokationen während der jüngeren Quartärzeit durchgemacht hat. Nun haben meine voraufgehenden Ausführungen gezeigt, daß die Finne-Störungen im allgemeinen weit vor der Oligocänperiode eintraten. Es könnte sich daher höchstens um ein Wiederaufleben alter Dislokationslinien handeln; aber auch dieses kann nicht von großer Bedeutung sein und hat wahrscheinlich die Verlegung des Ilmlaufes nicht verursacht. Es ist aber denkbar?), daß überhaupt keine weitere Aufwölbung !) P. Micuarr: Die Gerölle- und Geschiebevorkommnisse in der Umgegend von Weimar. Progr. Realgymn. Weimar 1896. Ders.: Der alte Ilmlauf von Süßenborn nach Rastenberg a. d. Finne. Diese Zeitschr., Bd. 51, 1899,. S. 178. Ders.: Der alte Ilmlauf von Rastenberg über die Finne. Ebenda S. 1. Ders.: Beitr. z. Kenntn. d. eiszeitl. Ablager i. d. Umgeb. v. Weimar. Progr. Realgymn. Weimar 1908. — Wüsr: Pliocän u. Pleistocän Thüringens, 19005. 109 ff. — Naumann u. PıcARD: Ablager. d. Ilm u. Saale vor d. erst. Vereisung Thüringens. Jahrb. Preuß. Geolog. L.-A., 1907, S. 141. Dieselben: Weitere Mitteil. über d. diluviale Flußnetz in Thüringen. Ebd. 1908, S. 566. — ZIMMERMANN: Begehung d. Eisenbahnstr. Korbetha-Deuben. Ebd. 1898, S. 169. 2) Naumann u. Pıcarp: Jahrb. Pr. Geol. L.-A., 1908, S. 571. . Dur, ae 397 der Finne stattgefunden hat, und daß das Finneplateau an der kritischen Stelle seine jetzige Höhe zum Teil glazialen und postglazialen Aufschüttungen verdankt. Wenigstens zeigen die Höhenziffern der oberen und unteren Präglazialschotter, die NAUMANN und Pıcarp angeben, nirgends eine Verbiegung oder gar Rückläufigkeit der Terrassen an. So möchte ich denn annehmen, daß die Verlegung des Ilm- laufes im wesentlichen auf dem gleichen Wege erfolgte wie die der NNO-Flüsse im Thüringer Becken. Wir müssen von der Voraussetzung ausgehen, daß die Saale sich schneller einschnitt als die Ilm; darauf deuten u. a. auch die ungleichen Abstände hin, welche die korrespondierenden Terrassen in beiden Flußgebieten voneinander trennen. So trifft man im Ilmgebiete in der Gegend von Oßmannstedt die obere Präglazialterrasse bei ca. 250 m, die Interglazialterrasse bei 190 m an; im Saalegebiet hat die obere Präglazialterrasse etwa bei Dornburg die Meereshöhe von 250m, während die Interglazial- terrasse hier nur noch ca. 150 m Höhe besitzt. In der gleichen Zeit, in der die Saale ihr Bett um 100 m vertiefte, schnitt sich also die Ilm nur um 60 m ein. Wahrscheinlich ist dieses verschiedene Tempo der Erosion nicht dadurch zu erklären, daß in dem einen Falle weichere, im anderen härtere Schichten durchsägt wurden. Im Gegenteil, gerade die Saale mußte eine mächtige Erosionsarbeit in hartem Muschelkalk verrichten, während die Ilm auf einzelnen Strecken Keupergräben benutzen konnte. Wenn trotzdem die Saale ihr Bett rascher vertiefte, so lag das wohl an ihrer größeren Wasser- ‚menge. Diese aber dürfte hauptsächlich darauf zurückzuführen sein, daß die Saale aus dem Tertiär ein abnorm großes Ein- zugsgebiet erbte, das sich bis zum Fichtelgebirge erstreckte, während das Quellgebiet der Ilm wegen der Schmalheit des nordwestlichen Thüringer Waldes sich nicht sehr weit ausdehnen konnte. Eine sich tiefer eingrabende Saale mußte aber für die nicht sehr weit in höherem Niveau fließende Ilm eine stets wachsende Gefahr bedeuten. Schließlich brach an der schwächsten Stelle, (dort wo in der Sulzaer Dislokationszone der Keuper bis nahe an die Saale reicht, einer ihrer Nebenflüsse ins Ilmgebiet ein und leitete ihren Unterlauf durch die präoligocäne Keupermulde von Apolda ins Saale-Bett ab. Nicht jugendliche Krusten- bewegungen in der tektonischen Mulde Apolda-Sulza, sondern lediglich das Vorhandensein von leicht zer- störbaren. Keuperschichten in dieser präoligocänen Störungszone zusammen mit dem rascheren Ein- 398 schneiden der Saale haben die Ableitung der Ilm verursacht!). Genau dasselbe en im Südwesten des Thüringer Beckens statt. Auch die Werra schnitt sich dank ihrer größeren Wasser- menge rascher ein als die westlichen Parallel- bzw. Nebenflüsse der Unstrut. (Es kommt wohl in erster Linie der von uns angenommene Wasserlauf durch das Geschling in Betracht.) An einer schwachen Stelle, nämlich dort, wo am Rande des Thüringer Waldes leicht zerstörbarer Zechstein und Unterer Buntsandstein zutage tritt, und wo etwas weiter nördlich ein Lias-Keupergraben ins Muschelkalkgebiet eingesenkt ist, brach ein Nebenfluß der Werra, .die Hörsel, ins Stromgebiet der Unstrut ein. Die Gewässer des nordwestlichsten Thüringer Waldes östlich bis zur Apfelstedt, die vorher dem Stromgebiet der Unstrut angehörten, wurden dadurch zur Werra abgelenkt und die Wasserscheide Weser-Elbe mitten ins Thüringer Becken verlegt. Der durch das Geschling abströmende Thüringer-Wald- Fluß hatte ein ganz besonders trauriges Schicksal, seinen Ober- lauf raubte die Werra vermittelst der Hörsel, den Unterlauf die Unstrut durch Vermittelung der Helbe. Werfen wir nun einen Blick auf die Werra selbst und damit auf das Triasgebiet südwestlich vom Thüringer Walde. Wir dürfen mit H. PröscHoLpr?) von der Beobachtung ausgehen, daß Schotter, die Thüringer-Wald-Material enthalten, an der Geba und am Hahnberg von Basaltdecken überlagert werden. In vorbasaltischer Zeit kann also ein der heutigen Werra entsprechender Flußlauf nicht vorhanden gewesen sein; auch auf der Strecke zwischen Meiningen und Salzungen müssen die. Gewässer des Thüringer Waldes ıhren Abfluß nach Südwesten gefunden haben, wie heute noch die Itz und: alle übrigen Bäche südöstlich von Eisfeld. Die Verlegung der Abflußrichtung von SW nach NW kann dreierlei Gründe haben. Erstens wäre es denkbar, daß durch Krustenbewegungen, d. h. durch eine Einmuldung im Gebiete der heutigen Werra, in den bisherigen Flußbetten das Gefälle sich umkehrte, und daß die Gewässer gezwungen waren, sich einen neuen Ansmiee nach NW zu bahnen. Zweitens besteht !) Durch die Ableitung der Ilm in die uk wurden auch die übrigen Flüsse außer Betrieb gesetzt, die in NNO-Richtung die Finne zwischen Rastenberg und Stadt Sulza überströmten. Sehr wohl erhaltene Erosionstäler dieser Flüsse, die jetzt nur von höchst unbedeutenden, nach Süden abströmenden Bächen benutzt werden, finden wir bei Eckartsberga und Burgholzhausen. 2) H. Pröscnoror: Der Thüringer Wald. Forschungen zur deutschen Landes- und Volkskunde. Stuttgart 1891, S. 369. 399 die Möglichkeit, daß die in der Rhön emporquellenden Basalte den SW gerichteten Flüssen den Weg verlegten. Drittens könnte man aber auch annehmen, daß ein stärker erodierender Fluß oder Nebenfluß von NW nach SO im Gebiete der heutigen ‘Werra vordrang und die alten SW fließenden Bäche des Thüringer Waldes nacheinander in sein Bett zwang. PröscHhoLpr faßt in erster Linie einen Zusammenhang zwischen dem heutigen Werralauf und tektonischen Vorgängen ins Auge. Er glaubt, daß die Gewässer des Thüringer Waldes überall dort quer zur Längsrichtung des Gebirges abfließen, wo das Vorland wie im Thüringer Becken und im Grabfeld stark gesenkt wurde. „Je tiefer die Umgebung des Gebirges ge- sunken ist, desto stärker muß der Zug der Gewässer von der Höhe desselben in das Vorland sein, und unter diesen Um- ständen kann es geschehen, daß jene auch die Falten und Ver- werfungen überwinden konnten, die in dem absinkenden Gebiete infolge hereynischen Druckes sich selbst langsam und unmerklich herausbildeten.“ Weiter sagt er aber in bezug auf die Werra: „Sind unsere Vorstellungen von dem Zusammenhang zwischen den geologischen Vorgängen und den hydrographischen Ver- hältnissen richtig, so folgt aus ihnen bezüglich des Werratales sogleich der Schluß, daß dasselbe in einem Gebiet liegen muß, in dem der SenkungsprozeB des fränkischen Vorlandes zur Ruhe gekommen ist, oder, mit anderen Worten gesagt, in dem die durch die Senkungen erzielte Abdachung ihre Endschaft erreicht hat. In der Tat hören mit dem Werratal die her- cynischen Schichtenstörungen südwestlich vom Thüringer Walde auf, nicht eine setzt über die Werra hinüber.“ Dieser Auffassung PröscHoLpts kann ich nicht folgen. Die hereynischen Schichtenstörungen im Vorland zu beiden Seiten des Thüringer Waldes sind im wesentlichen präoligocän, und ihre morphologischen Wirkungen waren bereits verwischt, als sich das oligsocäne Flußsystem anlegste. Erst durch ungleich starke Erosion in Gesteinen verschiedener Widerstandsfähigkeit machen sich die hercynischen Störungen in neuerer Zeit auf indirektem Wege noch bemerkbar. Daß aber die Abdachung im Werragebiete ursprünglich die gleiche war wie im Grabfeld, beweisen die präbasaltischen nach SW strömenden Flüsse, deren Schotter auf der Geba und dem Hahnberg sich finden. Doch ist die tektonische Hypothese nicht ganz von der Hand zu weisen; wahrscheinlich handelte es sich aber nicht um Ein- senkungen im heutigen Werragebiet, sondern um Hebungen in der Rhön, wo heute die präoligocäne Landoberfläche abnorm hoch, bis zu 850 m über dem Meeresspiegel liegt. 400 Daneben glaube ich eine andere Möslichkeit ins Auge fassen zu müssen, die PRÖSCHOLDT verwirft, nämlich die, daß die Basaltmassen der Rhön den Abflüssen des nordwestlichen Thüringer Waldes den Weg verlegt haben. PrÖSCHOLDT sagt hierzu: „Es liegt kein Anlaß zu der Vermutung vor, daß die Hohe Rhön Anteil an der Richtung der Werra gehabt hat; denn die Basaltdecken sind durch die Werra selbst zersägt worden, und an und für sich ist schwer einzusehen, wie so weit ausgedehnte und gleichmäßig verlaufende Basaltmassen Flüssen eine bestimmt ausgesprochene Richtung vorschreiben können.“ PröscHoLpıs Einwände wären durchaus berechtigt, wenn eine einheitliche, überall gleichmäßige Basaltlage Rhön und Werragebiet überdeckt hätte; dies war aber wohl sicher nicht der Fall. Man darf vielmehr annehmen, daß die Basaltmassen in der Rhön ungleich gewaltiger waren als im Werragebiet; letzteres lag an der Peripherie des Vulkangebietes, dessen Zentrum die Hohe Rhön darstellt. So möchte ich denn im Gegensatze zu PRÖSCHOLDT annehmen, daß nicht nur tektonische Vorgänge, sondern auch die Eruptivmassen der Rhön es waren, die die Gewässer des Thüringer Waldes zwangen, aus der NO—SW- in die SO—NW-Richtung abzuschwenken. Was weiter geschah, läßt sich nunmehr leicht verstehen. Während die Bäche auf der SW-Seite des Thüringer Waldes früher als dünne Wasserfäden parallel nebeneinander geflossen waren, vereinigten sie sich nun zu einem einheitlichen Flußlaufe mit bedeutender Wassermenge und entsprechender Erosionskraft. _ Zu den Wassermengen, die aus dem Thüringer Walde kamen, addierten sich außerdem jetzt noch jene, die aus der regen- zeichen Rhön nach Nordosten abflossen. Daß ein solcher Fluß seinen Nachbarn gefährlich werden mußte und danach strebte, sie sich tributpflichtig zu machen, liegt auf der Hand. Tat- sächlich hat auch PröscnoLpr!) schon vor längerer Zeit das räuberische Vorgehen der Werra in ihrem Oberlaufe geschildert. So stellt er sehr anschaulich dar, wie die Werra die Itz anzapft und ihren Oberlauf sich aneignet. Auch die Schleuse ist wohl von der Werra überwältigt worden. 3 km südlich von Reurieth im Werratale liegen 70 m über dem heutigen Wasserspiegel Schotter, die aber nicht der Werra, sondern der Schleuse zuge- hören. PröscuoLpr glaubt nun, aus ihnen den Schluß ableiten. zu können, daß der jetzige Hauptfluß, die Werra, früher der ı) H. Pröscnorpr: Über.Talbildung im oberen Werragebiet. Jahrb. Preuß. Geolog. L.-A. 1889, S. 1. 401 Nebenfluß war, und daß umgekehrt die Schleuse den damaligen Hauptfluß darstellte. Es ist mir nicht ganz klar geworden, wie er sich diesen Vorgang vorstellt und in Zusammenhang mit den Schottern von Reurieth bringt. Ich möchte vielmehr annehmen, daß die Schleuse früher ganz unabhängig von der Werra über Reurieth nach SW floß und erst nach Bildung jener Schotterterrasse von der rascher erodierenden Werra an- gezapft wurde. Schließlich möchte ich auch annehmen, daß die Hasel in der gleichen Weise von der Werra abgelenkt worden ist. Das heutige Tal der Hasel setzt sich über ihre Einmündung bei Einhausen hinaus nahezu geradlinig in der tiefen Talfurche fort, welche Straße und Bahnstrecke von Ritschenhausen nach Rent- wertshausen 'benutzen. Heute wird dieses Tal nur von dem höchst unbedeutenden und kurzen Bibrabache durchströmt, dem wir seine Ausarbeitung und besonders die Bildung des steil- wandigen Muschelkalk-Defiles von Rentwertshausen unmöglich zutrauen können. Alles deutet darauf hin, daß die Hasel in diesem Tale nach Süden geflossen ist, und daß erst in jüngerer Zeit durch die rascher erodierende Werra ihr Lauf bei Ein- hausen unterbrochen wurde.!) In einem Seitentale des Bibrabaches sind bei Jüchsen die Mastodon-Reste gefunden worden, die JOH. WALTHER?) beschreibt. Leider stehen die wahrscheinlich pliocänen Mastodon-Sande in keiner Beziehung weder zu alten Haselterrassen noch zu Ablagerungen der Werra. Sie können also die interessante Frage nicht entscheiden, zu welcher Zeit die hier angenommene Anzapfung der Hasel durch die Werra erfolgte. — Viel mehr weiß man über das Alter der Flußverlegungen im Thüringer Becken. Noch zur Zeit der Bildung einer unteren Präglazialterrasse ist die Ilm über die Finne geflossen. Der präglaziale, aber doch wohl noch quartäre Tonna-Griefstedter Schotterzug konnte sich nur zu einer Zeit bilden, in der Nesse und Hörsel ihren heutigen Oberlauf noch nicht besaßen. Wenn aber die Schotter nördlich von Langensalza einem Thüringer- Wald-Flusse angehören, der im Geschling die Hainleite durch- brach, so muß dieser noch nach der Eiszeit bestanden haben, da sich Trias-, Thüringer-Wald-und Glazialgeschiebeinihnen mengen. !) Auf einen von Nord nach Süd fließenden Wasserlauf deuten Buntsandstein- und Muschelkalkgerölle, die Pröscnorpr (diese Zeitschr. 1882, 34, S. 676) im Keupergebiet von RKentwertshausen fand. Im übrigen weicht seine Deutung der Verhältnisse sehr von der unserigen ab. | 2) Jon. Warrner: Über Mastodon im Werragebiet. Jahrb. Preuß. Geolog. L.-A., 1900, S. 212. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 26 402 Es gewinnt den Anschein, als ob die Flüsse des Thüringer Beckens im wesentlichen noch bis zum Eindringen des Inland- eises die NNO-Richtung besaßen, die sie infolge der Schief- stellung der präoligocänen Peneplain einnehmen mußten. Die großen Flußverlegungen im Thüringer Becken scheinen aus der Zeit der thüringischen Vereisung (II. Eiszeit) oder aus einer ihr unmittelbar folgenden Periode zu stammen. Dies könnte zu dem Gedanken verleiten, dem Eindringen des nordischen Inlandeises einen Teil der Schuld an den Flußverlegungen bei- zumessen. Allein die beobachteten Tatsachen scheinen diese Idee nicht zu unterstützen. Ein gegen den Nordrand der deutschen Mittelgebirge vordringendes Inlandeis mußte in den mittel- deutschen Flüssen Stauwirkungen, also eine Abschwächung der Erosion hervorrufen. Was wir aber von jüngeren Flußver- legungen wahrnehmen, beruht auf einer Verstärkung der Erosion in den Gebieten der Unstrut, Saale und Werra. Ein direkter Zusammenhang zwischen der Umgestaltung des Thüringer Fluß- netzes und dem Eindringen des nordischen Inlandeises kann daher nicht angenommen werden. Es scheint überhaupt, als ob das Vordringen des Inlandeises ins Thüringer Becken keine erkennbaren Veränderungen im Thüringer Flußnetze hervor- gerufen hätte. Ob man daraus schon mit HrxkeL!) den Schluß ziehen muß, daß die Thüringer Flüsse unter dem Eise nach Norden strömten, ist eine andere Frage, auf die ich mich hier nicht näher einlassen kann. Besteht so kein direkter Zusammenhang zwischen dem Vordringen des Inlandeises und den Flußverlegungen, so wird man doch wohl annehmen müssen, daß Klimaänderungen, die als Ursache oder Folge der I. Eiszeit auftraten, bei der Um- gestaltung des Thüringer Flußnetzes eine sehr wesentliche Rolle gespielt haben. Man wird als wahrscheinlich ansehen müssen, daß in der Zeit der II. Vereisung auch in Thüringen das Klima kälter und niederschlagsreicher war als zuvor. Waren aber die Niederschläge vermehrt, so wurde dadurch auch die Erosions- kraft der Flüsse gesteigert (wenigstens so lange, als das Inland- eis keine Stauwirkung ausüben konnte). Durch die Erniedrigung der Temperaturen wurde aber auch ein Teil ‚der Vegetations- decke, welche im Tertiär und in der Präglazialzeit die Ge- hänge |gegen Abspülung schützte, abgetragen und dadurch den Flüssen die Erosionsarbeit erleichtert. ‘Es ist sehr wahrschein- lich, daß die Thüringer Flüsse das Maximum ihrer Erosions- ') L. Hesker: Zur Frage der Abflußverhältnisse Mitteldeutschlands während der Eiszeit. Globus 94, 1909, Nr. 1. 405 tätigkeit unmittelbar vor und nach dem Eindringen des II. Inlandeises in Deutschland erreichten. Unter diesen Ge- sichtspunken erscheint ein indirekter Zusammenhang zwischen der Umgestaltung des Thüringer Flußnetzes und der II. Ver- eisung recht einleuchtend. Zusammenfassung. Man hatte bisher ziemlich allgemein angenommen, daß die Erhebung des Thüringer Waldes und Harzes sowie die Bildung des Thüringer Beckens ausschließlich in die Tertiärzeit fallen. Daran anschließend galten die Störungen, welche die älteren Gebirgskerne begrenzen, und die, welche die Triasgebiete Thüringens durchziehen, als tertiär. Durch diese relativ jungen Krustenbewegungen wurden umfangreiche Denudationen hervor- gerufen, die im östlichen Thüringer Walde und Harze das alte gefaltete Schiefergebirge, im westlichen Thüringer Walde haupt- sächlich Rotliegendes freilesten. Bei der Abtragung der Flözgebirgsdecke trat im östlichen Thüringer Walde und im Harz die uralte permische Abrasionsfläche zutage; sie ist identisch mit der heutigen mehr oder weniger ebenen Öberfläche der Schiefergebirge, die diesen den Charakter eines Hochplateaus aufdrückt. Diese bisherige Auffassung glaube ich durch eine andere ersetzen zu müssen. Ich möchte annnehmen, daß der größere Teil der thüringischen Dislokationen in die Zeit vor Ablagerung des Oligocäns fällt, und daß nur an einigen Spalten sich auch postoligocäne Verschiebungen vollzogen, deren Sprunghöhe aber die der präoligocänen nirgends erreicht. Beobachtungen in den Nachbargebieten und die Lagerung des Cenomans im Ohm- gebirge machen es wahrscheinlich, daß die präoligocänen Krustenbewegungen sich großenteils schon am Ende der Jura- periode vollzogen, daß aber in der Oberen Kreide oder im Eocän eine zweite Dislokationsperiode folgte. Die präoligocänen Krustenbewegungen verursachten Ge- steinsabtragungen größten Maßstab. So wurde Thüringen bis zur Oligocänzeit zu einer Peneplain abgeschliffen, deren Untergrund Gesteine sehr verschiedenen Alters bildeten. Schon vor dem Oligocän traten Schiefer im östlichen Thüringer Walde und Harz, Buntsandstein und Muschelkalk an den Rändern, Keuper im Innern des Thüringer Beckens zutage. Die Hoch- Näche, welche sich oft sehr gut im Schiefergebirge, in größeren Partien aber auch im Triasgebiet erhalten hat, ist nichts 26* ; 404 anderes als die präoligocäne. Infolge ‚von postoligocänen Störungen, die teilweise ‘den alten präoligocänen Bruchlinien folgten, hoben sich Thüringer Wald, Harz und Kyffhäuser in ihrer heutigen Gestalt heraus. Das Thüringer Triasgebiet zwischen den beiden „Horsten* bildete zunächst eine schiefe Ebene, deren tiefster Teil dem Harze stark genähert lag. Auf dieser schiefen Fläche flossen ursprünglich die Gewässer ein- ander parallel nach NNO. Dadurch, daß besonders in post- glazialer Zeit die Erosion in den weichen Keupermergeln rascher arbeitete als im Buntsandstein und Muschelkalk, fanden zahlreiche Flußverlegungen statt. Gleichzeitig wurden die härteren Gesteinskomplexe im Keupergebiet als Höhenzüge herauspräpariert. Manuskript eingegangen am 17. September 1909 ] 405 15. Neues zur Geologie Palästinas und des ägyptischen Niltals?). Von Herrn MAx BLANCKENHORN. (Mit 11 Textfiguren und 1 Tabelle auf Taf. V.) Schon einmal, vor 4 Jahren, hatte ich die Ehre, ein Kapitel zur Geologie Palästinas in dieser Gesellschaft zu behandeln. Damals trug ich über die Geologie der näheren Umgebung von Jerusalem unter Vorlegung einer geol. Spezialkarte vor. Es waren die letzten Ergebnisse meiner ersten geologischen Studien- reise nach Palästina im Jahre 1894. Seit dieser ersten Reise bin ich noch 3mal zu geologi- schen Forschungen im Heiligen Lande gewesen, in den Jahren 1904, 1905/06 und 1908: das erste Mal mit Unterstützung der Zionistischen Kommission zur Erforschung Palästinas, das zweite Mal mit Unterstützung der Preußischen Akademie der Wissenschaften, das letzte Mal mit Unterstützung der Berliner JAGorR-Stiftung und zugleich im Auftrage und auch mit Unter- stützung Seiner Majestät des jetzt abgesetzten Sultans der Türkei Aspur Hamip II. Letzterer faßte nämlich gegen Ende seiner Regierung im Jahre 1907 den für türkische Verhältnisse etwas ungewohnten Entschluß, eine große wissenschaftliche Expedition zur Erforschung eines interessanten Teils seiner Länder, an dem er auch durch Privatbesitz persönlich interessiert war, nämlich des Jordantals und der Umgebung des Toten Meeres, ausführen zu lassen, zu deren Führer ich ihm vor- geschlagen und später auch durch allerhöchstes Irade ernannt wurde. Da ich sowieso für den betreffenden Winter eine noch- malige letzte Erforschung gerade des Jordantals und Toten Meergebietes vorhatte, so paßte mir natürlich dieser, einer glücklichen Laune des Beherrschers jener Länder entsprungene Plan ganz außerordentlich, obwohl damit auch eine botanische, zoologische, meteorologische und wirtschaftliche Erforschung - und umfangreiche Sammeltätigkeit verbunden war, weshalb die 1) Nach 2 Vorträgen in den Sitzungen der Deutsch. Geol. Ges. am 5. Mai und 9. Juni 1909. 406 Expedition viel größere Dimensionen annehmen mußte und die - Beihilfe anderer Gelehrten und höhere Geldmittel erforderte. Über das Äußere und den Verlauf dieser ersten Ottomanisch- Deutschen Forschungsexpedition unter meiner Leitung will ich Sie indes hier nicht unterhalten, sondern nur über einige der wichtigsten Ergebnisse derselben auf geologischem Gebiete. Meine seit 23 Jahren gepflegten Studien zur Geologie Syriens, speziell Palästinas, haben durch diese letzte Reise einen gewissen Abschluß erhalten, indem viele noch immer empfundene Lücken in meiner Erkenntnis der Geologie des Landes zur Zufriedenheit ausgefüllt werden konnten. Das betrifft in erster Linie die älteren präcretaceischen Formationen, das Tertiär und das Quartär. Jetzt gilt es nun, das ungeheuer reiche Ma- terial an Beobachtungen, Skizzen, Photographien, gesammelten Gesteinsproben und Petrefakten zu verarbeiten. Abgesehen von einem Tagebuchbericht der letzten besonders interessanten Reise beabsichtige ich ein umfassendes Tafelwerk über die Geologie und Paläontologie Palästinas unter Mitarbeit mehrerer Fach- genossen herauszugeben, dessen Fertigstellung sich wohl noch einige Jahre hinziehen dürfte. Unter diesen Umständen erscheint es wohl angebracht, einige der wichtigsten Ergebnisse meiner geologischen Studien, soweit sie Neues von allgemeinem Inter- esse bieten, schon vorher der wissenschaftlichen Welt zu unter- breiten und speziell hier vorzutragen. Neue geologische Karten. Ich lege Ihnen zunächst hier drei eben im Manuskript fertig gewordene geologische Karten vor, welche Ihnen schon einen gewissen Überblick gewähren über die topographische Geologie Palästinas und der Nachbargebiete, wie sie aus meinen Aufnahmen hervorgeht. Sie ersehen daraus, welche Formationen überhaupt vorkommen, und wie sie sich verbreiten, und erhalten auch einen ersten Einblick in die tektonischen Verhältnisse. Die erste Karte ist das noch nicht erschienene Blatt der bekannten internationalen geologischen Karte von Europa im Maßstab 1:1500000, welches die SO-Ecke dieser umfassenden Karte zur Darstellung bringen soll und von mir im Entwurf koloriert worden ist. Es enthält die südliche Hälfte von Syrien, 'Westarabien, die Sinaihalbinsel und das nordöstliche Ägypten. Auf dem asiatischen Teil sieht man schon von weitem eine Farbe unbedingt vorherrschen, das Grün ‘der Oberen Kreide. Weniger einförmige Verhältnisse mit mehreren Formationen 407 erscheinen im mittelsyrischen Gebirge, wo sich auch Jura, Eocän, Miocän, Pliocän und Basalt bemerkbar machen; in Palä- stina oder Südsyrien fällt eigentlich nur ein bunter Streifen mit Basalt, Eocän, Pliocän, Diluvium und Alluvium in der Gegend des Jordantals und Toten Meeres auf. Stärker prägt sich die Kompliziertheit des Gebirgsbaues in der südlichen Fortsetzung des Jordangrabens im SO des Toten Meeres und auf der Ost- seite des Wadi Araba aus, um schließlich am Golf von Akaba, dem Lande Midian, dem südlichen Sinai und Golf von Suez ihren Höhepunkt zu erreichen. Die ganze Steppen- und Wüsten- landschaft östlich von der Meridionalspalte des Jordantales zeichnet sich noch durch die überall zerstreuten kleinen und sroßen Flecken jüngerer basaltischer Eruptivgesteine aus, die sich in Arabien zu den riesigen Harrasoder Lavafeldern verbreitern. Die zweite Karte ist eine neue geologische Karte von Palä- stina im Maßstab 1: 700000 unter Zugrundelegung der FISCHER- Gurueschen topographischen. Gegenüber früheren geologischen Karten von ganz Palästina, wie sie uns von seiten LARTETS (1869) und Hurrs (1884) gedruckt vorliegen, bedeutet diese einen Fortschritt durch den größeren Maßstab und die reichere Spezialisierung. Hier sind, wie die Legende zeigt, schon viel mehr geologische Formationen durch Farben unterschieden und genauer abgegrenzt. So ist die Kreideformation bereits in vier Abteilungen durchgreifend gegliedert, den Nubischen Sandstein, das Cenoman-Turon, das Senon und die cretaceischen Eruptiv- gesteine.e Dazu kommen von neuen Formationen das Cambrium (Hurıs Lower Carboniferous), das Miocän, Pliocän. Andererseits zeigt sich Jura und besonders das Eocän in srößerer Verbreitung als ehedem. Zwei bedeutende Lücken weist noch die Kolorierung dieser Karte auf, nämlich einerseits im nördlichen Galiläa, andererseits im südlichen Samaria zwischen Jerusalem, Nablus und Jaffa. Hier in diesen relativ selten von Reisenden besuchten Landstrichen gibt es sicher nur Obere Kreide, in N-Galiläa auch etwas Eocän. Es müssen aber noch die gegenseitigen Grenzen der Verbreitung der 3 sonst unter- schiedenen Formationen, des Oenomanturons, Senons und Eocäns, verfolgt werden, was noch nicht geschehen ist. Diese Fest- stellung bleibt künftiger Spezialforschung vorbehalten. Eventuell kann das noch die Aufgabe meiner allerletzten künftigen Reise ins Heilige Land werden, die dann, da es sich um lauter wohl- bewohnte Distrikte handelt, relativ einfacher und billiger sich gestalten wird als alle meine früheren Reisen in die entlegeneren und wüsten Gegenden. Das Öst-Jordanland ist vorläufig fertig kartiert, ebenso der Norden und Süden Palästinas. 408 Die dritte !Karte ist eine rein tektonische. Auf ihr sind nur die Linien der bis jetzt sicher beobachteten Verwerfungen und Flexuren zur Darstellung gebracht. Wir erkennen da zwei in ihrer Richtung verschiedene Systeme, solche, die von Süd nach Nord verlaufen und in der Jordangrabensenke ihren prä- gnantesten Ausdruck finden, aber auch teilweise die Richtung des Gebirgsabfalls im Westen nahe der Küste bedingen, und solche, die von SSW nach NNOÖ gerichtet sind und die plateau- förmige Gebirgslandschaft im Osten und Westen durchziehen. Eine dritte Gruppe, die senkrecht zur letzteren von SSO nach NNW gerichtete Linien aufweist, fällt besonders in Samaria und Südgaliläa durch den Verlauf einiger Täler und die süd- westliche Begrenzung der Jesreelebene auf. Mehrere Verwer- fungslinien finden auch auf der zweiten Karte der geologischen Formationen in deren Grenzverlauf ihren Ausdruck. In ein- zelnen Fällen scheinen die von SW schräg gegen den großen breiten Graben verlaufenden tektonischen Linien auch noch in der gleichen Richtung auf der anderen Seite jenseits desselben ihre Fortsetzung zu finden. Indes auf die Einzelheiten der komplizierten Tektonik des Gebirges näher einzugehen, würde uns hier zu weit führen. Stratigraphie Palästinas. Ich möchte Ihnen vor allem kurz berichten, was in bezug auf die Stratigraphie Neues durch meine Studien heraus- gekommen ist. Die Sedimentärformationen ebenso wie auch die Eruptivgesteine, die sich an der Zusammensetzung des Bodens Palästinas beteiligen, zerfallen in 3 große Gruppen; die präcretaceischen, die cretaceischen und die post- cretaceischen. Von diesen dreien möchte ich heute. besonders die bisher etwas vernachlässigten präcretaceischen und post- cretaceischen näher beleuchten. Die präcretaceischen Formationen Palästinas inkl. der im Norden und Süden sich anschließenden Gebiete Syriens und des Peträischen Arabiens sind das en, das Cam- brium und der Jura. Das Praecambrium. Die älteste oder präcambrische Formation erscheint nur im äußersten Süden Palästinas an der Ostseite des großen Meridio- nalgrabens, und zwar an der SO-Ecke des Toten Meeres zwischen Sejl el-Kneje (im N.) und Wadi Saramudsch (im S.) östlich von der Oase Ghör es-Säft, weiterhin im OÖ des Wadi “Arabah am Westabfall des Edomitergebirges an vielen Stellen vom Wadi er-Rwetbe an bis Akaba. Wie auf der Sinaihalbinsel können wir da unterscheiden zwischen größeren Massen verschiedenartiger Granite, Quarz- porphyre, Diorite (wie ich selbst 1908 sie am Wadi er-hwetbe, südlich von den alten Kupferschmelzhütten von Chirbet es-Samra und am Wadi er-Rwer oder Fenän an den Ruinen des alten Minenorts Fenän beobachten konnte), Schollen von krystallini- schen metamorphen Gneisen (wie sie LARTET im OÖ der Wasser- scheide zwischen Totem und Rotem Meer verzeichnet) und drittens dem eigentümlich bunt zusammengesetzten Komplex von Konglomeraten, Breccie. Arkose, Porphyr- und Porphyrit- Tuffen, mit eingeschalteten Eruptivgesteinslagern und durchzogen von Stöcken und Gängen aus verschiedenartigen, vorzugsweise porphyritischen und felsitischen Eruptivmassen. Im Rahmen der vorliegenden Palästinakarte finden wir nur diese dritte, wohl relativ jüngte Gruppe der präcambrischen Gebilde ver- treten, und zwar am Südrand der Karte dicht südöstlich vom Toten Meer, wo sie am unteren Wadi Saramudsch vortrefflich aufgeschlossen erscheint. Schon von weitem fällt dieses alte Gebirge durch seine düstere, im allgemeinen schwarzbraune Färbung auf und ist vom dem es diskordant bedeckenden cam- brischen und cretaceischen roten Sandstein wohl zu scheiden. Das hier vorherrschend grobe feste Konglomerat oder Pudding besteht aus wohlgerundeten Geröllen von allen Größen, die in petrographischer Beziehung sich als Gneis, Granit, Quarz- porphyr, Diorit, Serpentin, Lydit (?), Quarz usw. ausweisen, und einem buntfarbigen Bindemittel aus lauter groben Mineralkörnern, unter denen Feldspat eine hervorragende Rolle zu spielen scheint. Diese vielleicht(!) auf fluviatile Entstehung hinweisenden Konglo- merate wechseln ab mit Arkosesandstein und rotbraunen Tuffen, die aus vulkanischen Auswurfsmassen, Asche und Lapillis her- vorgegangen sind. Von KEruptivgesteinen, die in Gang- oder Stockform diesen Komplex durchbrechen, fielen mir besonders 3 Arten auf: ein brauner Felsit mit porphyrischer Grundmasse ohne besondere Mineralausscheidungen, ein Plagioklasporphyrit und ein Hornblendeporphyrit mit Ausscheidungen von Plagio- klas bzw. Hornblende. Alle diese verschiedenen Gesteinstypen des alten Gebirges, die ich an verschiedenen Punkten im Osten des Wadi Arabah gesammelt habe, sollen natürlich genauer von fachmännischer Seite untersucht werden. Da, wo die Schichtung in diesem alten Gebirge erkennbar ist, d. h. wo Konglomerat 410 und Arkose vorherrschen, ist im großen ganzen horizontale Lagerung herrschend; intensive Gebirgsfaltung fehlt anscheinend, die Störungen sind wesentlich vulkanischer Natur. Das Cambrium. An diesen alten Gesteinskomplex (P) sieht man nun auf dem linken Ufer des Wadi Saramudsch eine Formation roter Sandsteine (A) diskordant an- bzw. aufgelagert, so, wie es nebenstehende Figur 1 zeigt. Weiter unterhalb dieser Profil- stelle bildet die Schlucht selbst die Grenze zwischen dem alten (Gebirge im Norden auf der rechten Seite und dem Sandstein im S auf dem linken Ufer. IN - ’ Fig. 1. Profil des linken Ufers des Wadi Saramudsch östlich Ghör es-Säfi. P — Praecambrium, K == Cambrıum. Die Basis des roten Sandsteins über der unebenen Auf- lagerungsfläche nimmt teils Kies, teils eine horizontale Lage von groben kaum gerollten Blöcken des alten Gebirges ein, wie man sie etwa am Fuße von Felsklippen am Meeresufer erwarten würde. Dann folgen rote Sandsteinschichten in ein- förmiger Folge und regelmäßiger Horizontalschichtung, ab und zu unterbrochen von dünnen Kiesstreifen, deren Gerölle jedes- mal die gleiche Größe zeigen und wesentlich aus Quarz bestehen, während das alte Gebirge mit seinen Eruptivgesteinen nicht mehr vertreten ist. Im Aussehen erinnern diese Sandsteine sehr an den Buntsandstein Deutschlands, mit dem sie auch — wenigstens meiner Auffassung nach — die fluviomarine Ent- stehungsart gemein haben. Steigt man auf dem linken Ufer des Wadi Saramudsch den steilen Fußweg von Ghör es-Säfi nach Chanzire empor, so gelangt man bei ca. 240 m über der Talsohle und ebenso über dem ersten Erscheinen des Sandsteins in rote und graugrüne ME in ln m Bm 411 Mergel von 14 m Mächtigkeit, die in ihrer Beschaffenheit unserem Röt entsprechen und gleich diesem an ihrer oberen Grenze einen Grundwasserhorizont aufweisen. Dann folgt Kalk bzw. Dolomit von 5l m Stärke. Der Kalk ist hart, teilweise kie- seliger Natur, teilweise dolomitisch. Grobe Oolithkörner häufen sich stellenweise darin an und bei diesen vereinzelt auch Ver- steinerungen mit verkieselter Schale. Es sind Hyolithen und ein glattschaliger Brachiopod, der an Terebrateln und Discinen erinnert, aber sich vorläufig nicht ins System der Brachiopoden einreihen läßt. Proben davon fand ich zuerst im Jahre 1904 als Geröll auf dem Nordgehänge des Wadi Saramudsch. Hurr hatte schon 1884 diese Kalke beobachtet, aber süd- licher auf dem linken Ufer des folgenden Wadi el-Hesi, als er den Bergvorsprung mit den ausgedehnten Ruinen erstieg, /lenen er den Namen Chirbet Labrusch beileste. Dieser Name dürfte übrigens mißverstanden und aus dem allein dort bei den An- wohnern gebräuchlichen und auch auf Musırs Karte richtig verzeichneten el-Burdsch durch eine kleine irrtümliche Laut- verschiebung hervorgegangen sein. Ein Chirbet Labrusch gibt es nicht. Also dort macht sich unsere harte Kalkzone, die sich vom Wege es-Säfıi—Chanzirah aus südwärts bis zum Sejl Chaneizir im SO der Oase Fife am Gehänge hinzieht, ebenfalls auffällig bemerkbar. Hurı gelang es nach längerem Suchen, nur schlechte Petrefakten — er spricht von Crinoiden und Brachiopoden — aus dem harten Gestein herauszuschlagen, die eine nähere Bestimmung nicht zuließen. Trotzdem erklärte er diese Kalke ebenso wie die sie unterlagernden Sandsteine für Äquivalente des sicher carbonischen „Limestone of Wadi Nasb“ und seines „Desert Sandstone* der Westseite der Sinaihalb- insel und des Wadi “Arabah der ostägyptischen Wüste. Auf meiner letzten Reise gehörte es nun zu einem wich- tigen Programmpunkt, etwas brauchbarere Fossilien aus dieser Formation zu erlangen, die eine genaue Altersbestimmung er- möglichten. Das ist mir denn auch bei meinem Besuch der Ruinenstätte el-Burdsch gelungen. In einem großen Steinhaufen an der Außenmauer der Feste fand ich Blöcke harten Kiesel- kalks und kalkhaltigen Quarzits mit den schon genannten glatten Brachiopoden, Hyolithen und daneben auf einer Platte auch zahlreiche Bruchstücke von Trilobiten, namentlich große Wangenstacheln, ähnlich solchen von Paradoxides, und eiförmige Glabellen von Conocephaliden mit 3 Paar schiefen Seitenfurchen, woraus ich auf cambrisches Alter schließen mußte. Ich zeigte diese Proben nach meiner Rückkehr mehreren Spezialisten in bezug auf Trilobiten bzw. Cambrium, die meine Vermutung 412 vollauf bestätigten, und übergab sie schließlich Herrn W.E. Scnamipr von der Kgl. Preuß. Geologischen Landesanstalt zur genauen Nachprüfung. Als vorläufiges Ergebnis derselben teilte er mir mit: „Über den kalkhaltigen Quarzit mit den vielen Bruchstücken von Trilobiten kann ich Ihnen folgendes sagen: Es ist sicher Cambrium, und zwar wahrscheinlich Mittelcambrium, wenn die von mir für Paradoxides gehaltenen Bruchstücke von Kopfschildern wirklich zu dieser Gattung gehören. Auch ein bei der weiteren Präparation zersprungenes Schwanzschild würde am besten zur Gattung Paradoxides zu stellen sein. Außerdem konnte ich mit Sicherheit noch die Reste einer an- deren Trilobitenart erkennen, von der ein leidlich erhaltenes, aber ebenfalls unvollständiges Kopfschild vorliegt. Dieses Stück gehört wohl sicher zur Gattung Ptychoparia, die zwar auf keine Unterabteilung des Cambriums beschränkt ist, aber häufig mit Paradowides vergesellschaftet vorkommt und jedenfalls nicht gegen ein mittelcambrisches Alter sprechen würde. Ge- wisse Beziehungen zeigt dieses Kopfschild auch zur amerika- nischen Gattung Protolenus, die im tieferen Mittelcambrium vorkommt.“ Als Mächtigkeit der Kalkzone maß ich bei el-Burdsch mit meinen Barometern 65 m, Hurr gibt 150—200 engl. Fuß an; das wären 50—66 m. Einige Schwierigkeit bereitet die Frage der Abgrenzung des so ermittelten Cambriums nach oben. Wie im Liegenden folgt nämlich wieder roter Sandstein nach einer Übergangszone von bunten Mergeln, welche ich wenigstens an dem erwähnten Saumpfad nach Chanzireh beobachtete, die aber möglicherweise nur lokal beschränkt ist. Der Sandstein ist teils heller, teils rot. Das Bindemittel ist natürlich vorherrschend tonig-kieselig, aber zuweilen auch partiell eisenschüssig oder kalkig, und dann sieht man dasselbe mit Vorliebe in 5—17 mm starken Kugeln zusammengedrängt, während die dazwischen liegende Binde- masse frei davon bleibt. So entstehen einerseits Tigersand- steine mit braunen eisenhaltigen Kugeln in gelblicher Grund- masse und einfarbige kalkige Knotensandsteine. Diese Knoten- sandsteine sind mir in gleicher Weise bekannt aus dem unteren cambrischen Sandsteine unter der Kalkzone, wie aus dem oberen Sandstein, besonders von solchen Plätzen, wo er zweifellos schon der Kreideformation angehört, z. B. unterhalb Ajun Müsa in NO des T. M. In Ägypten kenne ich sie in der Kreide- formation (Nubischem Sandstein), im Oligocän, Miocän, Plioeän, Diluvium und Alluvium. Dem oberen Sandstein am Wadi el- Hesi und Saramudsch folgt in konkordanter Auflagerung die Kreideformation. Da ein wesentlicher Teil des oberen Sand- 415 steins am Toten Meer sicher cretaceischen Alters ist und diese marine Formation einleitet analog den Verhältnissen im übrigen Palästina, in Mittelsyrien, Arabien, Sinai, Ägypten und Nubien, so erscheint es mir vorderhand noch am zweckmäßigsten, mit Hurr die Formationsgrenze zwischen Palaeozoicum und Kreide an die obere Grenze der Trilobiten führenden Kalkzone, also an die Basis des oberen Sandsteins zu legen. Kupfererze. Dafür scheint auch ein Umstand zu sprechen: die Be- schränkung des Auftretens von Kupfererzen auf den unteren Sandstein und den Kalk bzw. Dolomit, während sie wenigstens. in Palästina im oberen Sandstein von mir noch nicht anstehend beobachtet wurden!) Schon im Jahre 1904 ee ich im Bett des Wadi el-Hesi und Saramudsch zahlreiche Gerölle von Dolomit und verein- zelt auch Sandstein mit Adern und Anflügen von Malachit und einzelnen Krystallen von Bleiglanz aufgesammelt, aber nicht Zeit gehabt, das Anstehende des Vorkommens zu suchen. Jetzt ging ich nun diesen Spuren nach und entdeckte in einem süd- lichen Seitentälchen des Wadi den Herkunftsort der Gerölle. Hier am Fußpfad nach Chanzira sieht man den mittleren Teil der Dolomit-Kalkzone kreuz und quer durchzogen von feinen Klüften, die den Malachit aber leider nur in ganz dünnen Anflügen enthielten, sodaß ich, wenn auch alle abgelösten Trümer mehr oder weniger grüne Färbung zeigten, doch an einem für Abbau genügenden Durchschnittsgehalt an Kupfer zweifeln mußte. Tatsächlich hat man hier innerhalb der Dolomit- Kalkzone auch in alten Zeiten, als das Kupfer noch höher im Wert stand als heute, keinen Abbau versucht. Die alten Kupferminen bei Chirbet es-Samra, Rättije und Fenän, die teilweise schon Musır und die gelehrten Jerusalemer Dominikaner unter Pere Vincent wieder entdeckt haben, und die ich 1908 ebenfalls besuchte, liegen meistens innerhalb des. unteren, sicher cambrischen Sandsteins, teilweise aber auch in der Region der kieseligen dolomitischen Kalke. Das Kupfererz, vorherrschend Malachit, seltener Kupferlasur, mehr vereinzelt !) Es muß hier erwähnt werden, daß Malachit, wenn auch nicht im cretaceischen Sandstein, so doch wieder innerhalb der höheren Kalke des Senons in Adern vorkommt, z.B. an der Hedschaz-Bahn zwischen den Stationen Daba und Chän ez-Zebib und bei Mschatta. Im Libanon tritt Malachit neben Eisenerzen grade im cretaceischen Sandstein (östlich Saida) auf. 414 Rotkupfererz, beschränkt sich auch hier wesentlich auf die horizontal oder schräg in den Berg verlaufenden Klüfte. Die Adern sind aber hier in größerer Stärke von Erz durchdrungen als beim Dolomitvon Chaniire, undbieten nach demim chemischen Laboratorium des Mineralogischen Instituts der Universität Berlin von Herrn Dr. SpÄrn vorgenommenen Analysen einen Kupfergehalt von 1,4 bis zu 40,4%,1). Der Abbau hielt sich gewöhnlich nahe der Erdoberfläche als Tagebau oder Grotten- bau mit stehenbleibenden Stützpfeilern. Der Kupfergehalt konzentriert sich oft auch in Form richtiger erbsengroßer Knoten ganz wie beim Knotenerz von Öommern-Mechernich am Nord- rand der Eifel und St. Barbara bei Saarlouis. In den meisten Fällen beschränkt sich der Kupfergehalt auf das Bindemittel. Da aber, wo der Sandstein grobkörnig wird, scheinen die großen Quarzkörner tatsächlich auch innerlich von grünem und blauem Kupferfarbstoff durchzogen zu sein, so daß sie wie durchsichtige bunte Edelsteine aussehen, und man in doppeltem Sinne von Kupfersandstein sprechen kann. Als Begleiter des Malachits sah ich hier im Sandstein nur Brauneisenstein und Rotkupfererz, während Bleiglanz fehlt. Der Bergbau gehört nach den Ruinen der großen Sträflingskolonie F@nän, wo ebenso wie in Chirbet es-Samra die Verhüttung der in der Umgegend gesammelten Erze in großen Schmelzöfen vorgenommen wurde, der byzantinischen Zeit an. Ob unter den heutigen ungünstigen Preis- und Lohnverhältnissen — die damaligen Arbeiter waren Sträflinge — an eine erfolgreiche Wiederaufnahme dieses Gruben- und Hüttenbetriebes inmitten der Halbwüste fern vom Verkehr gedacht werden kann, ist eine andere rein praktische Frage, die ausführlicher, speziell technologischer Erörterungen bedarf, und auf die ich daher nicht hier, sondern besser an einer anderen Stelle demnächst eingehen will. Wie weit das Cambrium nach Süden reicht, habe ich nicht feststellen können. Das letzte Auftreten der charakteristischen Kieselkalk-Dolomit-Quarzit-Region beobachtete ich am Wadi Rwetbe. Bei Petra und am Dschebel Harün ist freilich der Sandstein ungewöhnlich mächtig entwickelt. Er zerfällt hier in eine obere graue und eine untere rote Hälfte, deren letzte die berühmten Felsenruinen von Petra enthält. Aber kein Reisender (darunter auch ich 1905) erwähnt von hier den schei- denden fossilführenden Kalk. Das gleiche gilt nach HumE auch !) Diesen letzten ungewöhnlich Kohn Kupfergehalt nur bei Vorhanden- sein von Cuprit oder Rotkupfererz. 415 für die östliche Hälfte des Sinai, während im Westen desselben am Wadiı Nasb usw. wieder Kalkstein erscheint, dort aber mit charakteristischen carbonischen Leitformen. Unter diesen Um- ständen müssen wir vorderhand die Verbreitung des sicheren Cambriums auf die Gegend zwischen Fenän und dem Toten Meer beschränken. Der Jura. Bevor wir uns der im Süden Palästinas darüber folgenden Kreideformation zuwenden, haben wir noch einige Worte über die im N Palästinas, genauer gesagt in Mittelsyrien am Hermon und Libanon, erscheinende Juraformation zu sagen. Das wich- tigste Vorkommen des Jura liegt bekanntlich am Südfuß des Hermon bei Medschdel esch-Schems. Es ist durch O. Fraas, später durch NörLinG genau beschrieben. Über die sonstige Ver- breitung des Jura in Syrien aber sind durch NÖörTLinG und DIENER, die sich am meisten mit der Geologie Mittelsyriens befaßt haben, einige irrige Vorstellungen erweckt worden, welche z. T. bereits mit den ältesten Mitteilungen über den Jura am Hermon, die wir Herrn Lewis und O. FraAs!) ver- danken, im Widerspruch stehen: „Aufder höchsten Spitze des Hermon, Kasr Antär genannt, sammelte Herr Lewis Handstücke mit Rhynchonella lacunosa und versicherte mir, der ich selbst nicht oben war, dieselben dem anstehenden Gebirge entnommen zu haben. Auf der kahlen Höhe trifft man einige wohl be- hauene Quadersteine aus marmorgleichem Dolomit, die oben ausgebrochen wurden der noch vorhandenen Vertiefung nach.“ Demgemäß giebt FraAs auch eine Profilzeichnung, in welcher außer dem Südfuß bei Medschdel esch-Schems auch noch die Spitze als jurassisch erscheint. Trotz 'dieser so bestimmt aus- gesprochenen Behauptung von Lewis und FrAAs lesen wir dann bei DiEnER, der am 12. April 1885 den Gipfel „trotz reichlicher Schneebedeckung“ von Raschäja aus erstieg („Libanon“ S. 275“): „Das Gestein der Spitze selbst ist eine grobe verfestigte Breccie, die keine anderen Fossilien als vereinzelte Austerndurchschnitte und auch solche nur ia mangelhaft konserviertem Zustande enthält.“ „Die wohlgeschichteten Bänke der Libanonkalk- steine sind es, die sich als domförmise Antiklinale zur Kuppel des Berges emporwölben. Das Angebliche Vorkommen von Rh. lacunosa im anstehenden Gestein der Spitze des Kasr Antär, dessen Lewıs erwähnt, ist hiernach als irrtümlich zu s !) Geologisches aus dem Libanon. Württ. naturw. Jahreshefte 1878, 2269. 416 berichtigen.“ NöTLInG, der im übrigen wiederholt Diener be- kämpft, steht in dieser Frage auf gleichem Standpunkt wie DiENER, obwohl auch er, und zwar am 24. Juli desselben Jahres, also vermutlich unter günstigeren Schneeverhältnissen, die Spitze des Hermon, Kasr Antär, erstieg. Sein „Schematisches Quer- profil durch den Hermon“* auf S. 3 seiner Monographie: „Der Jura am Hermon“ gibt Turon für den Gipfel an, ebenso seine geologische Karte und die kolorierten Profile auf Tafel 1. Unter diesen Umständen erschien mir wie meinem Freunde und Reisegenossen AARONSOHN, der wiederholt diese Gegend durch- streifte, eine nochmalige Nachprüfung der Spitze wünschens- wert. Es ergab sich, daß trotz Diener und NöruinG die ältere Angabe von Lewis und Fraas vollkommen zu Recht besteht. Auch AARONSOUN hat die Rhynchonella lacunosa im Sinne von FrAAs, welche NörLıns später als R. morawica von lacunosa schied, nebst Terebratula bisuffarcinata anstehend neben der Spitze geschlagen. An dem jurassischen Charakter der Spitze des Hermon ist also nicht mehr zu zweifeln. Es fragt sich nur, von welcher Ausdehnung die betreffende Scholle ist. Von den Schollen von Medschdel esch-Schems dürfte sie wohl durch die von NörLinG S. 3 erwähnte und im Querprofil gezeichnete „steil nach SO einfallende Scholle „turonen KRadiolitenkalks“ getrennt sein. DIEnER hatte neben dem eigentlichen zweifellosen Jura noch einen „Aräja-Kalkstein“ ausgeschieden, dem er untercretacei- sches Alter zuschrieb. NörTLIınG und ich selbst, später auch FELIx und KrUMBECK haben dann überzeugend nachgewiesen, daß dieser Aräja-Kalkstein, mein „Glandarienkalk“, ebenfalls jurassisch ist und mit dem Kalk mit R. morawica eng verbun- den ist. Auf Dieners geologischer Karte von Mittelsyrien würden also die blauen Partien des Oberen Jura und die gelben des Aräja-Kalksteins zusammen die Verbreitung der Juraforma- tion andeuten. Aber auch darin zeigen sich weitere Fehler, ganz abgesehen von der Spitze des Hermon: Ich habe schon früher!), hauptsächlich nach Untersuchung ° von DIENERs eigenen Aufsammlungen, nachweisen können, daß. im W des Hermon bei Hasbeja kein Aräja-Kalkstein existiert, sondern typisches Cenoman, die Buchicerasstufe mit ihren charakteristischen Leitformen. Schlimmer noch ist Dieners Versehen am Räs el-Kelb an der Mündung des Hundsflusses. Dort soll nach DiIENER, S. 30, „das tiefste Glied der Aräja-Kalksteine zutage treten, und zwar in der Ausbildung weißer dünngeschichteter Dolomite mit. schiefrigen und kieseligen Zwischenlagen. Darüber folgen. ua u 417 ‚massige, undeutlich gebankte Dolomite, in welche die merk- würdigen ägyptischen und assyrischen Skulpturen unweit der von Sultan SeLım I. erbauten Brücke eingemeißelt sind.“ Es blieb Herrn Professor ZuMoFFEN aus Beirüt vorbehalten, zuerst das richtige miocäne Alter der massigen Kalke am Räs el-Kelb zu erkennen und mir 1906 an Ort und Stelle den Beweis dafür zu liefern. Von der Station Dbaje der Kleinbahn bis zur Bai von Dschüni, also südlich wie nördlich vom Nahr el-Kelb herrscht typischer Lithothamnien und Korallen führender Grob- kalk, wie er vom Leithagebirge in Österreich bekannt ist, welcher ostwärts dem steilgestellten, plötzlich abbrechenden cretaceischen Libanonkalkstein von Antelias in horizontaler oder schwach geneigter Schichtung anliegt. Von Fossilien sammelten wir am Räs 3 Arten asträoidischer Korallen, davon eine genau entsprechend einer Art vom miocänen Dimitriberge in Beirüt, ferner Clypeaster und die großen charakteristischen Peeten-Arten des Miocäns. Die betreffende Fauna werde ich später selbst an anderer Stelle beschreiben. Erst weiter oberhalb erscheint am Nahr el-Kelb, wie schon BorrA zeigte, unter dem Trigonien- sandstein auch der jurassische Glandarienkalk. Die Juraforma- tion tritt demnach an keiner Stelle Syriens bis ans Meer vor. Die geologische Karte DiEnERs, die auch im übrigen, wo man ihr nachgeht, sich als wenig zuverlässig erweist, wie alle geo- logisch gebildeten Reisenden seit DiExER einstimmig bestätigen, ist danach zu berichtigen. Im eigentlichen Palästina, d. h. südlich vom Nahr el- Kasimije und Hermon, ist Jura bis jetzt überhaupt noch un- bekannt. In der geologischen Sammlung des durch seine Forschungen im Haurän und der Syrischen Wüste bekannten verstorbenen Konsuls WEIZSTEIN aus Damaskus, die sich jetzt im Besitz seinesSohnes im Mineralogisch-Petrographischen Institut der Technischen Hochschule zu Charlottenburg befindet, und die mir von Herrn Ingenieur WEIZsTEIN jun. freundlichst gezeigt wurde, sah ich eine Ahynchonella morawica mit der Fundorts- angabe: Nahr Zerkä. Da am unteren Nalır Zerkä oder Jabbok, einem linken Nebenfluß des Jordan, Nubischer Sandstein, die unterste Abteilung der Oberen Kreide Palästinas, auftritt, so hielt ich das Zutagetreten von Jura als dessen Untergrund, vielleicht infolge einer Antiklinale oder Gebirgsstörung, nicht für ausgeschlossen und beschloß, auf meiner Reise der Sache nachzugehen. Ich kreuzte das tief im ostjordanischen Plateau !) Beiträge zur Geologie Syriens: Die Entwickelung des Kreide systems in Mittel- und Nordsyrien, Cassel 1890, S. 3. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 27 eingeschnittene Tal zunächst zwischen der Bukei’a und Dscherasch und traf dort im Gegensatz zu Larrers Karte noch den Sand- stein in beträchtlicher Mächtigkeit und Verbreitung, Jura aber nicht mehr. Später bin ich vom Tell der ‘Alla an der Mündung des Nahr Zerkä ins Jordantal ein ziemliches Stück das Tal hinaufgerittten. Aber auch hier erschien der Sandstein in un- gestörter horizontaler Lagerung als ältestes Gebirge. Ich suchte wiederholt sorgfältig die Gerölle des Flußbettes ab, aber nirgends entdeckte ich eine Spur eines Gesteines, das ich nicht der Kreide- formation mit einiger Sicherheit hätte zusprechen können. .Ich vermute also, daß es sich bei der Rhynchonella der WeErzstEinschen Sammlung doch um eine Etikettenverwechselung handelt, wie es mir übrigens gleich als wahrscheinlich vorgekommen war. Ich muß demnach zweifeln, daß sich Spuren der Juraformation innerhalb Palästinas engerer Grenzen noch jemals vorfinden werden. Die Obere Kreide. Wir kommen nunmehr zur zweiten Gruppe von Formations- stufen Palästinas, den cretaceischen. Über diese ließe sich, da sie die größte Verbreitung im Lande haben, natürlich am meisten aussagen; doch will ich mich hier ganz kurz fassen, zumal gerade die Kreide schon am besten aus Palästina bekannt ist. Eine Übersicht über das Wichtigste gab ich auch schon in einem Aufsatz: Abriß der Geologie Palästinas?). Wie man weiß, sind nur die 3 Etagen der Oberen Kreide: Cenoman, Turon und Senon vertreten. Von diesen dreien ist das Turon relativ am wenigsten deutlich durch typische Leit- formen charakterisiert und am schwersten namentlich gegen das Cenoman abzugrenzen. Da, wo Fossilien fehlen oder selten sind, wird diese Trennung geradezu unmöglich, weil petro- graphisch zwischen dem höheren Cenoman und dem Turon kein durchgreifender Unterschied existiert. Nur auf einer Spezial- karte in kleinem Maßstab, wie z. B. derjenigen der Umgegend von Jerusalem?), läßt sich daher das Turon (bei Jerusalem als Nerineenmarmor oder Mizi helu) ausscheiden. Auf der geo- logischen Übersichtskarte von Palästina muß man sich mit einer Scheidung eines zusammengefaßten Cenomanturons vom Senon begnügen. !) Altneuland, Monatsschrift für die wirtschaftliche Erschließung Palästinas, I. Jahrgang, Berlin, Oktober 1904, S. 293 300. ?) Vgl. meine Abhandlung: Geologie der näheren Umgegend von Jerusalem. Zeitschr. d. Deutsch. Paläst.-Ver. XXVII, 1905, Taf. II. 419 Es wäre ein Irrtum, zu glauben, daß nun das Meer der Oberen Kreide während der drei genannten Perioden das ganze Syrisch-Arabische Land vom Mittelmeer bis zum Indischen Ozean bedeckt und überall seine Ablagerungen hinterlassen habe. Vielmehr scheinen nach meinen Beobachtungen ähnliche Verhältnisse auf der Nordostseite des Roten Meeres obzuwalten wie gegenüber auf dessen Südwestseite im Ägypterlande. Im Nordosten Ägyptens gegenüber dem Suezgolf am Wadi el-‘Arabab in der Arabischen Wüste und am Kloster St. Paul ist das Cenoman noch wohl entwickelt, teils in Form des Nubischen Sandsteins, teils in Form von Mergeln und Kalken mit Seeigeln, Austern und Ammoniten. Darüber folgt noch Turon und Senon. Weiter südlich aber verschwindet typisches Cenoman. Der Nubische Sandstein vertritt bereits das Turon und Untersenon, so daß im W von Kosseir, am Plateau el-Qurn östlich Qus, bei Esneh, el-Qab und FEdfu am Nil der Sandstein direkt von fossilreichen, phosphathaltigen Schichten des mittleren Senons oder Campanien überlagert wird; noch weiter südlich bei Gezireh, Assuan, Kurkur und der großen Oase Charga scheint der Sandstein sogar das mittlere Senon oder ÜOampanıen direkt zu vertreten, da er hier (bei Assuan) Inoceramen der Gruppe des 7. balticus enthält, und da er in der Libyschen Wüste dem Danien als Basis dient. Vergleichen wir hiermit das westliche Arabien im Südosten von Palästina. Noch bei el-Dschi oder Wadi Müsä im OÖ von Petra und westlich Ma’än ist kalkiges Cenoman im Hangenden des oben weißen, unten roten Nubischen Sandsteins vertreten. Folgt man aber von Ma’an der Hedschazbahn nach SO, so sieht man schon zwischen ‚Akaba Hedschazı und Batn ul-Gul über dem roten und weißen Sandstein regelmäßig erst bunten Mergelsandstein, Ton und Mergel, dann sofort weiße harte kavernöse Quarzite mit Ostrea Lyonsi, einem Leitfossil des unteren Campanien in Ägypten, und Feuersteine mit der üblichen senonen Fauna. Die kalkige Cenoman- und Turon- stufe ist ganz verschwunden. Dieser Punkt Arabiens liegt etwa ebenso weit von der heutigen Mittelmeerküste wie der Teil der östlichen Wüste Ägyptens, bei welchem dort das Cenoman verschwindet. Man könnte sich also vorstellen, daß das trans- sredierende Kreidemeer, welches überall zuvörderst den Nubischen Sandstein absetzte (auf dem dann nach definitiver Eroberung des Landes und Vertiefung des Meeresgrundes die Kalke niedergeschlagen wurden), langsam seit derGenomanperiode in der Richtung des heutigen Roten Meeres nach SO gegen den Indischen Ozean vorrückte, also der mittlere Teil von Südwestarabien 20 = zur Cenoman- und Turonzeit noch unbedecktes Festland war. Gleichzeitig muß übrigens auch der Indische Ozean von SO vorgedrungen sein, denn an der Südküste von Arabien kennen wir wieder tonige und kalkige Schichten des Cenomans mit typischen Leitformen über Nubischem Sandstein!); andererseits weist die von mir und anderen oft betonte enge Verwandtschaft der Palästinensischen, Ägyptischen und Algerischen Ammoniten des Cenomans mit Indischen Cenomantypen auf eine direkte Wasserverbindung des Mittelmeergebietes mit den Indisch-Be- ludschistanischen Gewässern hin. Diese Verbindung kann aber aus den angeführten Gründen nicht im SW Arabiens anstelle des heutigen Roten Meeres stattgefunden haben, sondern ist höchstens im N Arabiens zu denken. Einige Worte muß ich noch über die vulkanischen Erup- tionen während der Oberen Kreideperiode sagen, über die man noch wenig unterrichtet ist. Es sind basaltische Massen, die wohl größtenteils submarin an verschiedenen Plätzen emporgefördert und alsbald von den Meereswogen zu Sedimenten verarbeitet wurden bis zur völligen Unkenntlichkeit ihres vulkanischen Ursprungs. Manche Tone und Mergel dürfen geradezu als die letzten Produkte des Meeres aus den ausgeworfenen Aschen und Tuffen bezeichnet werden, welche wie überall anderwärts den Erguß der Basaltlava begleiteten. Mönr, der die cretaceischen Eruptivgesteine des Libanon mikroskopisch untersuchte, nannte sie zum Unterschied von den eigentlichen Basalten der Tertiär- und Quartärperiode Basaltite, vom Rarı bezeichnete sie als Melaphyr, Larrer als Mimosit, wieder andere Forscher als Augitporphyr. Eine große Rolle spielen diese Basalte der Kreide besonders auch im Karmelgebirge, wo ich sie 1904 zuerst entdeckte. In Begleitung wohlgeschichteter Tuffe von verschiedenartigstem Aussehen und Farbe, mit ein- geschlossenen großen, auffallend schweren Augitbomben, reich an Titaneisen und Granat, von Mergeln und harten Steinmergel- bänken, erscheinen sie in großer Verbreitung in der Gegend von Iezim, Zemmarin und Umm el-Fachm als ältestes Glied der Kreideformation. Hier, wo der untercenomane Sandstein, auch höhere fossilführende Cenomanmergel und Kalke fehlen, ver- treten sie allein das Cenoman und werden direkt von turonen Actaeonellen- und Rudistenkalken bedeckt. Die Stufe des Cenomanturons ist in Syrien auch der Lieferant von Eisenerzen, die sowohl innerhalb des Nubischen Sandsteins als der Kalke erscheinen. Der Sandstein enthält im ») Suess: Antlitz der Erde I, S. 472. 421 Libanon Schwefelkies, Sphärosiderit, Toneisenstein, Roteisen- stein, Rötel und Eisenocker. Die alten Phönizier gewannen hier ihr Eisen. In Palästina, wo der Sandstein größtenteils fehlt, kann man gelegentlich auch innerhalb der Kalke Spuren von Eisenerzen wahrnehmen, meist allerdings nicht in abbau- würdiger Quantität. Letzteres ist wohl nur im Adschlüngebiet der Fall. Im N des Jabbok oder Nahr ez-Zerkä im wald- reichen südlichen Adschlün liegt das einzige mir bekannt ge- wordene Eisenbergwerk der Israeliten, die Mugharet el-Warda, 3 km südöstl. Rädschib, ein großer Grotten- oder Höhlenbau, welcher im dortigen Cenomankalk wesentlich Rot- und Braun- eisenstein ergab. Im Lande der Philister an der Küste gab es dagegen keine natürlichen Erzlager. Wenn die Philister, wie BELCcK glaubt, die Erfinder des Stahls oder der vervollkommneten Eisentechnik im Altertum waren, so hatten sie das Rohmaterial zu ihrer Arbeit an anderen Plätzen gewonnen, sei es am Sinai oder namentlich in Kreta. Ich selbst habe Herrn BELcK nach seinem in der Berliner anthropologischen Gesellschaft am 26. I. 1907 gehaltenen Vortrag über „die Erfinder der Eisen- technik“ erst mündlich darauf anfmerksam gemacht, daß der Ort, wo die Philister ihre technischen Kenntnisse erwarben, sicher nicht im Philisterlande selbst, sondern in ihren früheren Wohnsitzen, dem Nildelta, oder besonders in Kreta zu suchen sei, deshalb müsse besonders die alte kretische Kultur seitens der Anthropologen daraufhin geprüft werden!). Das Senon zeichnet sich in Palästina wie in Ägypten durch das Vorkommen der Phosphate aus, welche ich selbst zuerst in Palästina entdeckte und später an vielen Plätzen nachwies. Ausführliche Berichte darüber (nebst einer Karte der Verbreitung der Phosphate im Ost- und Westjordanland) wie über die sonstigen nutzbaren Lagerstätten Palästinas werde ich meinem Werke über die Geologie und Paläontologie Palästinas einverleiben. Das Senon ist auch der Sitz der bituminösen Kalke oder Asphaltkalke und als solcher auch der Jintstehungs- herd des reinen Asphalts, der auf Spalten hervortritt und ge- wöhnlich bei Erdbeben an die Oberfläche des Toten Meeres kommt oder vereinzelt (so im Wadi Sebbeh) aus Felsenwänden hervorquillt. Auf diese unterirdischen Bitumenkalklager der unter dem Spiegel des Toten Meeres versunkenen Senonscholle darf ) Vgl. meine Bemerkungen in Verh. d. Berl. Ges. f. Geschichte d. Naturw. und Medizin, Nr. 22, VI. Bd., Nr. 3, 1907, S. 374. 422 wohl auch das vereinzelte Erscheinen von Petroleum am Ufer = Toten Meeres nördlich des Wadi Zerkä Mä’in, südlich vom Wadi Modschib usw. zurückgeführt werden. Das Ende der Kreidezeit und der Beginn des Tertiärs scheint durch eine wenn auch schwache Erhebung Syriens charakterisiert zu sein, während gleichzeitig in Ägypten lang- gestreckte Faltengebirge sich erhoben (von der Oase Farafra durch die Oase Beharije und das Gebirge von Abu Roasch bis zum Gebel Schebrewet am Bittersee und auch südlicher).!) Eine Vertretung der jüngsten Kreide-Etage, des Danien, ist aus Syrien noch nicht mit Sicherheit bekannt. Eoeän. Die nächstfolgenden Schichten des Unter-Tertiärs oder Koeäns liegen meist wohl konkordant, in einzelnen Fällen aber schwach diskordant auf der mittleren Senonkreide auf. Der Gesteinswechsel ist meist ein allmählicher, zum Teil aber ein plötzlicher. Das Eocän setzt sich nur aus einförmigen weißen Kalken zusammen, die allerdings dem Mizi helu des Turons nahestehen, aber von den Senongesteinen abweichen. Sie zeichnen sich gewöhnlich durch eine Fülle makroskopischer Foraminiferen, besonders Nummuliten und Alveolinen, aber Fehlen aller sonstigen Fossilien (im Gegensatz zu Ägypten) aus. In Palästina konnte ich während der Reisen bisher nur bei Näblus am Berge Garizim 2 Stufen im Eocän deutlich unter- scheiden, nämlich einen untereocänen Alveolinenkalk und einen mitteleocänen Nummulitenkalk. Doch könnte die nähere Be- arbeitung des an den verschiedenen Plätzen Palästinas auf- gesammelten Materials wohl noch zu weiterer Spezialisierung führen. Von Interesse dürften einige Mitteilungen über die Ver- breitung des Eocäns in Palästina sein. Die von mir und meinem Schüler und Reisegenossen AARONSOHN, der nach meinen Instruktionen mit Erfolg auch allein auf seinen späteren häufigen Durchstreifungen des Landes das Eocän von der Kreideformation zu trennen und zu verfolgen versucht hat, gewonnene Auf- fassung über die Verbreitung des Eocäns habe ich auf der vorgelegten geologischen Karte von Palästina zur Darstellung gebracht. Wir bekommen so schon einen ganz anderen Über- blick, als ihn uns die aite Karte LARTETS gewährt: ') Vgl. meine „Geologie von Ägypten III“ in Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges. Inn 1901, S. 59-61 und IV, S. 327. N ee Um im N zu beginnen, so bedarf die Dırxersche Karte auch in bezug auf das Eocän im südlichen Libanon wesentlicher Verbesserungen. Am Dschebel ed-Dahr zwischen Wadi Hasbani und Nahr el-Litani ist das Eocän stärker, zwischen Saida und dem Nahr el-Kasimije viel schwächer (d. h. nur in kleinen Flecken) verbreitet, als man nach Diener glauben könnte. Das nördlichste Galiläa im S des Nahr el-Kasimije würde nach DIENER wesentlich Eocän zum Untergrund haben, während tat- sächlich die Kreide vorherrscht. Große Verbreitung gewinnt das Eocän in der östlichen Hälfte des Westjordanlandes öst- lich von der großen Hauptwasserscheide zum T. M. und auf letzterer selbst. Zwei große breite zusammenhängende Züge, die in der Richtung von SSW nach NNO zum Jordan ver- laufen, fallen besonders ins Auge. Der nördliche davon ist in der Umgebung des Sees von Tiberias von mächtigen Basalter- güssen vielfach verhüllt. Unter letzteren tritt das Eocän an folgenden Punkten zutage: Chän Dschubb Jüsuf im SSO von Säfed, Ain Tabgha und Chän Minje auf dem Nordwestufer des Tiberiassees, Kalat Ibn Maan, Chän Irbid, Dorf Hattin, Ain el-Fülije am See Tiberias, Herodesberg bei Tiberias, Kolonie Schedschera, Kaukab el-Hawä, Nain am Nordfuß und Sölem am Südfuß des vulkanischen Nebi Duhi, Kümije. Von el-Füle an folgt das Eocän nun der großen Wasserscheide, indem es den Gilboa oder Dschebel Fukü’a und dann in dem folgenden Gebirgsbogen wenigstens die Gipfel der höheren Tafelberge zusammensetzt bis zu den beiden Bergzwillingen von Näblus, dem Ebal und Garizim (mit dem heiligen Tempel der Samariter). Mit dem Südzipfel des Garizim über der Mach- naebene endist diese Zone. Zu erwähnen ist noch, daß an einer lokal beschränkten Stelle diese Eocänzone auch jenseits der Jordandepression übergreift, nämlich an der heißen Quelle el-Hammi auf dem Ostufer des Tiberiassees südlich Kursi. Die zweite große Zone beginnt auf dem rechten Jordanufer mit dem Wadi Umm ed-Deradsch-es-Zakum nördlich der gegen- überliegenden Einmündung des Wadi Adschlün und wurde von uns zunächst verfolgt über das untere Wadi Fär’a bis zu der weithin sichtbaren Landmarke des Karn-Sartäbe, der noch aus Eocän besteht; doch reicht sie möglicherweise in kleinen Fetzen noch weiter. Außer diesen zusammenhängenden Streifen sind mir größere Partien Eocän im übrigen Samaria und Judäa nicht bekannt geworden, auch gegen das von LARTET vermutete Vorkommen 424 von Eocän auf dem Karmel!) ebenso wie gegen solche bei Jerusalem möchte ich z. Zt. Bedenken erheben. Nur ganz im SW südöstlich Gaza habe ich noch ein wichtiges Vorkommen zu verzeichnen. Im Wadi-el-Baha, das man auf dem Wege von Tell Abu Hareireh nach Gaza kurz vor dem Chirbet es-Sihän kreuzt, schlug ich im Jahre 1894 ein Stück kieseligen groben Sandsteins, der zahlreiche kleine Exemplare des Nummulites variolaria enthält, die nicht etwa gerollt sind. Nach meinem damaligen Notizen bildet dieser schwach rötliche Sandstein dort den Untergrund. Von dem alt- diluvialen Küstenkalksandstein der palästinensischen Küste ist dieser kieselige Sandstein schon durch sein Bindemittel durch- aus verschieden und nicht damit zu verwechseln. Jedenfalls ist dies Vorkommen von nummulitenführendem Sandstein für das Eocän Syriens wie Ägyptens ein Unikum. Bei Chirbet es- Sihäan sammelte ich auch ein Geröll von Kalk mit rötlichen mittelgroßen Nummuliten, das vielleicht einer höheren jetzt nicht mehr anstehenden Lage des Eocäns entstammt. Gehen wir von Palästina weiter nach S, so wissen wir durch LARTET von einem vereinzelten Vorkommen feuersteinführenden Nummulitenkalkes im Wadi Gharandel östlich von der Schwelle zwischen dem Wadı Akaba und “Arabah. Dazu kommt meine neue Entdeckung bei Ma’an, der wichtigen Station am großen Knie der Hedschazbahn. Westlich vom Bahnhof bemerkt man dort einen etwa 3'/, m mächtigen Wechsel von Feuersteinbänken und Koprolithenkalken. Über der obersten fünften Feuersteinbank folgt noch ein weißer, z. T. in Dolomit übergehender Kalk von 1—3 m, der außer Koprolithen, Fisch- zähnen und Knochen auch zahllose Nummuliten und Orbitoiden, einzelne Seeigel und Krabben enthält. Dieser Kalk wird dort ın vielen kleinen Brüchen gebrochen und als guter Baustein zum Häuserbau gewonnen. Die Zugehörigkeit desselben zum Eocän- system ist natürlich zweifellos, fraglich aber bleibt die Stellung der tieferen Lagen, ob auch noch zum Eocän oder zur Oberen Kreide gehörig. Wenn ersteres der Fall, was bei der engen Verbindung mit dem eocänen Koprolithenkalk nicht unmöglich scheint, dann dürften Teile der Feuersteine und Koprolithen- kalke auch an anderen Plätzen des Ostjordanlandes der gleichen Formation angehören. So erhebt sich hier als Schreckgespenst ') Im NÖ des Karmelgebirges wurde allerdings Nummulitenkalk in Form von losen Geröllen und vereinzelten Blöcken von AARoNsoHN in dem Hügelland nördlich von der Nazarethstraße im Dorfe Kuskus und auf dem rechten Ufer des unteren Wadi el-Melek, eines Neben- fusses des N. el-Mukutta, beobachtet. die Schwierigkeit der Trennung zwischen Kreide und Eocän, die auch im Westjordanland die älteren Geologen LAarrEr und OÖ. Fraas ernsthaft beschäftigt hat. Dann könnte man wo- möglich auch die mit den Feuersteinschichten so eng verknüpften Phosphate Palästinas dem Eocän anstatt wie bisher der Kreide zustellen. Vorläufig halte ich noch dafür, bloß die obersten, wirklich durch Nummuliten charakterisierten Kalkbänke von Man als Eocän aufzufassen. Jedenfalls beweist dieser Fund von Maän, daß Eocän auch im Ostjordanland vorkommt, was man bisher nicht gewußt hat. Das Eocän der westlichen Hälfte der Sinaihalbinsel, an- geblich mit allen 5 Abteilungen (Unter- Mittel-, und Obereocän) ist neuerdings von F. BArRoN ausführlich kartiert und be- schrieben. Seit dem Eocän ist Palästina Festland. Oligocän. Das Oligocän ist in Palästina wie auch in Mittelsyrien (im Gegensatz zu Agypten, Cypern und Kleinasien) nicht vertreten. Miocän.. Das Miocän fehlt in Palästina ebenfalls. In Mittelsyrien hat es eine nur wenig größere Verbreitung. als ihm auf DiEnERs geol. Karte zuteil wurde. Denn wie schon oben bei der Be- sprechung der Juraformation hervorgehoben wurde, ist das Raäs- el-Kelb wie auch das Ufer im N des Nahr el-Kelb typisches Miocän mit Lithothamnien, Korallen, Ulypeastern und großen Pectenarten. Auch am Räs esch-Schakka, wo DIENER nur Senon verzeichnet, obwohl er selbst einen wohlerhaltenen Peeten scabrellus sammelte, hat ZUMOFFEN ähnliches Miocän vorgefunden. Vom untern Nahr el-Kadıscha bei Tarabulus zieht sich dann wieder ein breiter Streifen Miocän längs der Meeresküste über den Deschebel Terbol bis Arkä am untern Nahr el- Arkä. Hier bei Arka hat Professor Day aus Beirüt einen neuen Fundort von Miocän-Versteinerungen ausgebeutet, die mir freundlichst zur Bearbeitung überlassen worden sind. Das häufigste Fossil ist Pecten scabrellus. Bezüglich des Miocäns von Nordsyrien verweise ich auf meine frühere Darstellung „Das marine Miocän in Syrien“ in Denkschr. d. k. k. Akad. d. Wiss., Wien 1890, der ich sonst nichts zuzufügen habe. 426 Das Pliocän und Quartär. Von ganz besonderer Bedeutung für das Land sind die Pliocän- und Quartärperioden, denn ihnen fallen die größten Umwälzungen, die für die heutige Ausgestaltung der Oberfläche maßgebend waren, zu, die z. T. katastrophenartigen Vorgänge im Gebirgsbau, ein mehrfacher eingreifender Wechsel im Ver- hältnis von Wasser und Land und wohl auch der größere Teil der ausgedehnten vulkanischen Ergüsse. Zum vollen Ver- ständnis aller dieser Vorgänge und Ablagerungen müssen wir noch mehr wie bei den früheren Formationen auf die Nachbar- länder, insbesondere Ägypten Bezug nehmen. Aber bevor wir auf die einzelnen Pliocän- und Quartär- bildungen dieser Länder selbst eingehen, bleibt für uns die Frage zu entscheiden, was denn eigentlich unter Pliocän und Diluvium zu verstehen ist, bzw. wie diese beiden Formationen nach unten und von einander abzugrenzen sind. Begrenzung und Gliederung des Pliocäns in Europa. Früher gliederte man gewöhnlich (und so auch ich selbst) das Pliocän in 5 Stufen: Unter-, Mittel- und Oberpliocän. Heute rechne ich aber im Einklang mit der Mehrzahl der jetzigen europäischen Tertiärgeologen, insonderheit der Franzosen, das bisher als Unterpliocän aufgefaßte Miopliocän mit der Hipparionfauna, die Dinotherium- sande Deutschlands, die Pontische Stufe, das Messi- nien MAvER-EymArs im Anschluß an die Sarmatische Stufe noch dem Obermiocän zu. Auf der andern Seite wird jetzt ein großer Teil der Bildungen, die man früher allse- mein noch zum Oberpliocän rechnete, die aber schon deutliche Anzeichen eines sich abkühlenden oder ab- sekühlten Klimas verraten, von vielen Diluvialgeologen als erste (bisher pliocäne) Eiszeit der großen Diluvialperiode zugezählt, indem man die ganzen Eiszeiten samt ihren Inter- glazialepochen wesentlich unter dem Begriff des Diluviums zu- sammenfassen möchte. Es hat tatsächlich vieles für sich, gerade den wichtigen Moment des Eintritts eines nach allen Richtungen so überaus einschneidenden und über die ganze Erde verbreiteten klimatischen Wechsels zur Formationsgrenze zu erheben, anstatt wie früher eine Eis- zeit noch zum Pliocän, die übrigen zum Diluvium zu stellen. Freilich kommt bei diesem doppelten Beschneidungs- Verfahren das arme Pliocän, dem von unten wie oben ein Stück weggenommen wird, arg zu Schaden und wird zu einer 427 verhältnismäßig unbedeutenden kurz dauernden Formation, die eine weitere durchgreifende Gliederung überhaupt kaum noch verträgt, während die Diluvialperiode mächtig anschwillt. Sehen wir einmal zu, was eigentlich vom Pliocän noch übrig geblieben ist. Es sind besonders die 2 Stufen des Plai- sancien und Astien, die n Italien und Frankreich wohl ge- schieden sind, im östlichen Mittelmeergebiet sich aber schon kaum voneinander mehr trennen lassen, daher hier besser als Unterpliocän oder III. Mediterranstufe zusammengefaßt werden. In fluviatiler Facies entsprechen ihnen die unteren Schichten des Arnotales mit Mastodon arvernensis und Borsoni, ın lakustrer die Levantinische oder Paludinen-Stufe. Über diesem typischen Plioeän oder Unterpliocän aber haben wir noch einige kümmerliche Reste des ehemaligen Ober- pliocäns oder Präglazials, die nach Abzug der frühstglazialen Ablagerungen noch verblieben und anscheinend noch unter relativ warmem Klima entstanden. Das sind in erster Linie die oberen Schichten des Arnotals, das Arnusien im engeren Sinne mit den wichtigen Leitformen Elephas meridionalis, Hippopotamus major, Equus Stenonis, Rhinoceros leptorhinus, Machairodus. Auch das letzte Auftreten und Erlöschen der Mastodonten in Europa fällt diesem (anscheinend kurzen) Zeit- abschnitt zu. In Frankreich im Rhonegebiet ist letzterer ver- treten durch die jüngere Säugetierfauna von Perrier, die eisen- schüssigen Kiese bei Lyon, die Sande von Ohagny, die hoch- gelegenen Quarzitschotter der Bas Dauphine und des Plateau Lyonnais; in Deutschland vielleicht durch die Sundgauschotter des Oberelsaß. Was man sonst in Deutschland, wo das Haupt- leitfossil dieser Stufe, der Flephas meridionalis, beinahe ganz (d.h. mit höchstens 1—2 Ausnahmefällen) fehlt, als „Ober- pliocän“ bezeichnet hat, die Pliocänschotter SCHUHMACHERS, die pliocänen gebleichten Sande und Tone StEınmAanns am Öber- rhein, die Glas- und Klebsande und feuerfesten Tone der Gegend von Darmstadt, die Braunkohlen mit Pinus Cortesii der Wetterau, die Tone und ockergelben Sande und Kiese mit Mastodon arvernensis und Borsoni von Fulda, Ostheim vor der Rhön, Jüchsen und Rippersroda, die Walkerde von Dienstedt usw. in Thüringen: alles das ist kein Oberpliocän im Sinne einer Dreiteilung des Pliocäns, wie ich schon früher?) hervorgehoben habe, sondern nur einer Zweiteilung, d. h. einer Gegenüber- !) Auch die letzteren als gleichaltrig erkannten sogenannten Kieselolithschotter des Niederrheingebiets. 2?) Oberpliocän mit Mastodon arvernensis auf Blatt Ostheim vor der Rhön. Jahrb. d. K. Preuß. Geol. Land. u. Berg. f. 1901. XXII, 3, S. 369. 428 stellung zum „unterpliocänen“ Dinotheriumsande von Eppels- heim. Besser wäre es, jetzt die Dinotherinmsande mit Mast- odon longirostris, die zeitlich den Hipparionschichten von Pikermi und des Mont Luberon und den Öongerienschichten ent- sprechen, nicht mehr, wie wir es in Deutschland leider noch immer gewöhnt sind, als den Typus des Pliocäns, sondern als oberstes Miocän aufzufassen, dagegen jenes sogenannte Ober- pliocän in Deutschland, das im wesentlichen dem älteren Teile der Fauna des Arnotals, der marinen Stufe von Asti, also dem ehemaligen Mittelpliocän Italiens äquivalent ist, einfach als typisches Deutsches Pliocän zu bezeichnen. Ob sich überhaupt letzterem gegenüber noch eine eigentliche oberpliocäne Stufe mit Elephas meridionalis in Deutschland jemals wird abtrennen lassen, wie in Italien und Frankreich, erscheint mir mehr als zweifelhaft, zumal auch in diesen beiden Ländern die beiden Pliocänstufen und Faunen doch ziemlich miteinander verschmelzen. Auch in England ist es nicht leicht, ein wirklich genau passendes Äquivalent der jüngeren Valdarnofauna zu finden. Denn das Norfolk-Forestbed, welches man mehrfach als Typus des Oberpliocäns annahm, wird schon längst wieder zum (Juartär gerechnet, und zwar zu dessen erster Interglazialperiode. Nach Ponriss!) neuesten Untersuchungen würden sogar sämt- liche bis jetzt zu Elephas meridionalis gerechneten Molaren des englischen Forestbed tatsächlich der altquartären Übergangs- form KElephas (meridionalis) trogontherii angehören. Nur in ge- wissen Teilen des tiefer liegenden Suffolk- oder Red Crag und und auch da nur auf sekundärer Lagerstätte glaubt PoHLıG ein Äquivalent des Valdarno zu sehen in Gestalt von ein- geschwemmten Resten von Tapiren, Schweinen und Axis- hirschen, die im Forestbed nicht mehr vorkommen. Mit dem Suffolk Crag selbst, d. h. dem Skanium GerkıEes als der Ver- tretung der ersten Glazialpericde, und dem Forestbed als Ab- lagerung des ersten Interglazials muß man in England schon das Diluvium beginnen lassen. Ein marines vollkommen passendes Aequivalent eines oberpliocänen Arnusien mit einer auf warmes oder ge- mäßigtes Klima hinweisenden Fauna hat sich übrigens bis jetzt auch nirgends finden lassen, weder in England oder Belgien noch auch in Italien und Sizilien. Gerade das Siciliano oder Sizilien, die ganze IV. Mediterranstufe von E. Suess, zeichnet sich bekanntlich ebenso wie der Red Crag Englands !) Über Elephas trogontherii in England. Monatsb. d. Deutsch. Geol. Ges. 1909, 5, S. 242. durch Einwanderungen echtnordischer Formen aus, trägt also entschieden mehr diluvialen Charakter. Es fragt sich, ob es angesichts all dieser Umstände über- haupt noch geraten oder erlaubt ist, an einem oberpliocänen Arnusien mit Klephas meridionalis als selbständiger Stufe fest- zuhalten. Nachdem das Cromerien, das Skanium oder die Suffolk Crag-Schichten, das Sizilien oder die IV. Mediterranstufe dem älteren Quartär zugeschrieben sind auf Kosten des Pliocäns, erscheint es fast als Konsequenz, die noch übrigbleibenden auf Italien und Süd-Frankreich beschränkten Oberpliocänbildungen des Arnusien entweder noch als echtes Pliocän, d.h. oberes Astien, aufzufassen oder ebenfalls schon in die kühle IV. Medi- terranstufe, d. h. das tiefste Pleistocän, oder noch besser in das folgende, wieder warme erste Interglazial zu setzen, jedenfalls ihnen einen selbständigen, besonderer mariner Äquivalente (abgesehen von den Astischichten) entbehrenden Charakter ab- zustreiten. Die sogenannte oberpliocäne Säugetierfauna wäre demnach nur eine Übergangsfauna, das obere Arnusien eine Übergangsstufe von wesentlich lokaler Bedeutung, die vom eigentlichen Pliocän, aber auch vom Quartär nicht scharf zu trennen ist. Für diese kurze Übergangszeit an der Wende des Tertiärs und zu Beginn des Quartärs ist das Aussterben der Mastodonten und das erste Auftreten des Südelefanten be- bezeichnend. Beide kommen daher auch gemeinsam vor, aber dieses Zusammenleben hat sicher nur kurze Zeit (eventuell bis ins erste Interglazial) gedauert und sich nur auf Italien und SO-Frankreich beschränkt. In Gebieten ferner vom Valdarno und vom Rhonebecken wird es deshalb einfach unmöglich,'diese Übergangszone wieder zu erkennen, und so können wir ebensowenig wie in Deutsch- land auch im Südosten des Mittelmeeres erwarten, eine Spur davon vorzufinden, obwohl dort gerade Pliocän- und Diluvial- bildungen verschiedenster Art außerordentlich entwickelt sind. Es scheint mir zur Vermeidung aller weiteren Mißverständnisse am zweckmäßigsten, die Bezeichnung Oberpliocän, wie auch die des Arnusien überhaupt ganz zu vermeiden. Das Pliocän sliedern wir daher auch im folgenden weiter nicht, während das Diluvium in 4 größere Abschnitte (I—IV) zerfällt, ent- sprechend den 4 Eiszeiten Penk-BrÜckNERs mit den sich jedes- mal an eine solche anschließenden interglazialen bzw. post- slazialen Unterabteilungen!). !) Eine andere Gliederung des Diluviums, die wohl noch mehr auf Beifall rechnen kann, weil sie sich mehr den bisher üblichen nähert, Im Gegensatz zu den bisher beschriebenen Ablagerungen Palästinas haben wir beim Pliocän und Diluvium zu unter- scheiden zwischen marinen Bildungen und terrestrischen, d.h. lakustren, fluviatilen und subaerischen. Bei der näheren Unter- suchung empfiehlt es sich aus Zweckmäßigkeitsgründen, die marinen Bildungen beider Formationen direkt hintereinander und später ebenso die terrestrischen für sich ins Auge zu fassen. Wir beginnen mit dem marinen Plioeän. Das marine Pliocän in Ägypten und Syrien. Das marine Pliocän Ägyptens und Syriens fällt im wesent- lichen mit dem Astien oder Astiano zusammen. In Ägypten kennen wir diese Stufe als die Schichten mit Clypeaster Aegyptiacus, Ostrea cucullata und FPecten benedictus. Nur im äußersten NW Ägyptens könnte man gewisse fossilführende Quarzite und Kalk- sandsteine im N von Moghara bei dem Turm Der er-Reisu allenfalls dem unterpliocänen Plaisancien zuweisen!). Die Transgression des Meeres der oberpliocänen Cucullata- Stufe schließt sich zeitlich und vielleicht auch ursächlich an die großen tektonischen Umwälzungen im Oberflächenrelief Ägyptens, welche der Anfang der Pliocänperiode mit sich brachte, die Verwerfungen, welche in Ägypten vielfach nachgewiesen wurden, in NO des Landes auch das dort verbreitete marine Miocän mitbetroffen haben?) und vor allem die Einbrüche [ein zusammen- hängendes (?) System von Dislokationen in verschiedener Richtung] an der Stelle des heutigen unteren Niltals, d.h. etwa bis Assiut, oder höchstens allenfalls bis Nag Hammädi). Einen typischen Grabenbruch wie das Jordantal und Rote Meer stellt freilich das untere Niltal nicht dar, wie man das früher viel- fach geglaubt hat, aber daß seine Entstehung in vielen Teilen wesentlich tektonische Ursachen hat, geht schon aus dem Vor- handensein der von mir sicher nachgewiesenen Verwerfungen und Flexuren hervor?). Freilich scheint nun als zweiter Faktor wäre eine Dreiteilung in Unter- oder Alt-, Mittel- und Ober- oder Jung-Diluvium, wobei unter erstgenanntem Altdiluvium die beiden ersten Eiszeiten nebst den 2 ihnen folgenden Zwischeneiszeiten zusammen- gefaßt werden müßten, somit den größten Abschnitt darstellten, während das Mitteldiluvium die vorletzte Eiszeit und das letzte Interglazial, endlich das Oberdiluvium die letzte Eiszeit mit dem Postglazial um- . fassen würde (vergl. meine Übersichtstabelle). !) BraxckEnHorn: Geschichte des Nilstroms. Ges. f. Erdkunde zu Berlin 37, 1902, S. 707. 2) Vgl. Barrox: The topography and Geology of the district bet- ween Öairo und Suez. 1907. $ 3) Branckesnorn: Geologie von Agypten IV, 1901, S. 326—344. we, 451 bei der Talbildung sofort die Flußerosion in mächtiger Weise eingegriffen zu haben. An die unruhige Periode der Gebirgs- bewegungen schloß sich gegen Anfang des Pliocäns eine solche intensiver Erosion und Denudation, aus welcher, abgesehen von Breccienmassen an der Basis des marinen Pliocäns und von ein- zelnen Geröllen auf höheren Teilen des Talgehänges, leider keine sicheren Reste erhalten sind, was sich ja leicht er- klärt, weil eben in dieser Zeit die Denudation die Akkumulation entschieden übertraf. So also war durch vereinigte Wirkung tektonischer Bewegungen und der Erosion des jugendlichen unterpliocänen Nils das grabenartige untere heutige Niltal ge- schaffen, als in demselben das Oberpliocänmeer aufwärts ein- drang bis in die Gegend oberhalb des Fajumbeckens, welches selbst ebenfalls ausgefüllt wurde. Das untere Niltal war übrigens nur ein schwaches Bei- spiel der großen in dem Aufreißen meridionaler Spalten und breiter Gräben gipfelnden Schollenbewegungen des Afrikanischen Festlandes, aber nicht das älteste Phänomen der Art. Der Golf von Suez, ja wohl auch der Golf von “Akaba waren schon vorher zur Zeit des Miocäns eingebrochen und hatten damals dem Mittelmeer seinen Einzug bis zur Südspitze der Sinai- halbinsel ermöglicht. Das eigentliche Rote Meer aber und der Jordangraben waren noch nicht gebildet, auch nicht, als das Pliocänmeer das ganze Delta überflutete und so tief in den Niltalfjord eindrang. Auf dem Isthmus von Suez, am Sinai und in Palästina oder Südsyrien sehen wir keine ganz sichere Spur einer Trans- gression dieses Meeres. Erst an der Grenze zwischen Mittel- syrien oder dem Libanongebiet einerseits und Nordsyrien mit dem Nusairiergebirge andererseits vollzog sich ein Einbruch, der es dem Pliocänmeer ermöglichte, hier eine schmale Bucht nach Osten tief ins Innere bis halbwegs Palmyra auf kurze Zeit zu senden, bis ein ausgedehnter Basalterguß im Westen von Homs den Eingang in diese Bucht zuschüttete. In Nord- syrien finden wir marines Pliocän!) zunächst als basaltischen Tuff am westlichen Fuß des Nusairiergebirges in Verbindung mit vulkanischen Ergüssen im Basaltgebiet von Kalat el-Markab, weiter in Gestalt von Konglomerat, Mergelsandstein, dunkel- grauen Mergeln und Nulliporenkalk hi ninene Lädikije kan Becken des Nahr el-Kebir und am unteren Orontes aufwärts bis zum Knie desselben an der Einmündung des “Afrin. N Ben: Das marine Pliocän in Syrien. sitz.-Ber. d. phys. med. Soz. Erlangen 1891. 432 Das marine unterste Diluvium (I) oder die IV. Mediterranstufe. (Die marine Facies vermutlich der ersten unter den 4 Eiszeiten.) Mit dem Beginn des Diluviums, d.h. gleichzeitig mit dem allerersten Glazial Europas, treffen wir wieder namhafte Ver- schiebungen im SO des Mittelmeeres. Im nordwestlichen Unter- ägypten, der Landschaft Marmarika, zieht sich das Meer zu- rück, und Festlandsbildungen, Kalke mit Helix quadridentata Brancr. bedecken weithin das marine Pliocän. Das Niltal wird jetzt ganz von süßen Gewässern eingenommen, die sich bei Cairo mit den salzigen des zurückgedrängten Meeres in einen brackischen Ästuarium vereinigen. Aber im Osten dringt dafür jetzt das Meer beträchtlich vor im graden Gegensatz zur vorher- sehenden Periode. Hier vollziehen sich bedeutsame Ver- änderungen, die eine Abtrennnng eines Asiatischen Teiles deı großen, vorher zusammenhängenden Afrikanisch - Syrisch - Ara- bischen Tafel von der Afrikanischen Hauptmasse zur Folge haben. Schon gegen Anfang der Miocänperiode entstand der Suezgolf durch grabenartigen Einbruch, doch stellte derselbe damals im Unter- und Mittelmiocän noch eine Bucht des Mittelmeeres vor, da das Rote Meer noch nicht existierte. In der obermiocän-pliocänen Zwischenzeit scheint sich dieses Becken in eingeschränktem Umriß als salzige: Binnenmeer gehalten zu haben, worin die mediterrane Fauna noch verblieb, aber sich durch die lokalen Bedingungen viel- fach umgestaltete, so daß zum Teil neue Arten entstanden. Mit dem Beginn des Diluviums nun griffen die Fluten des Meeres wieder über den Isthmus über und vermischten sich mit denen des Suezgolfs. Eine merkwürdige Mischfauna mit Anklängen an das Miocän des Suezgolfs (Ostrea pseudo-crassissima und aff. digitalina, Cyphastraea chaleidicum), pliocänen Mediterrantyper (Ostrea cucullata, Mactra subtruncata am Fuß des Gebel Atäga, und ganz neuen, heute wieder teilweise ausgestorbenen Arten (Peeten Vasseli, P. isthmicus usw.) bevölkerte diese Gewässer der Gegend von Suez. Aber nicht genug damit: auch die Fluten und die Fauna des bis dahin weit entfernt gewesenen Indischen Ozeans beteiligen sich an diesem Durcheinander. Das Hauptereignis dieser Epoche ist der breite Grabeneinbruch des Roten Meeres in der Verlängerung des Suezgolfs. Die Folge war das Vordringen einer reichen tropischen Fauna mit Korallen, Seeigeln (Temnopleurus toreumaticus, Laganum depressum usw.), Mollusken und Foraminiferen, die rines an den U n € v4 DM NR \ \ ; v 5 { S R ; N 1 ) \ 000 Vermut | präglagiale 2° \ R Sera | eooe Nachgewiesene) Flufsläufe 2 \ mare ' 111.1 Prüoligozäne handoberfläche „o ° raı N teilweise. erhalten N o h a B a! 2) Ben | = ASSUITTTN, Dislokationen = iıllkuusen Fr INN ERBEN N KEERRNNN Um Bart ER tung Fe; 2 inf % x Sa) EHE ° Greupgo © ° "CP edl . 3, o > 2 Z Av! Snzissenfe) lansted BR Kungensalga B Tonne Beinher . I Sttersberg so > ERS gun ! SU 0 N Le N ie S EN N N ra SE x Non plenu! & ber 12 R TTanırada Hokanmmölser. tech x N ö St \\ Sur N STEIN! HALT 0 SIEN III Audotstane Bey, SS Ni a un ? N \ Ö 3 Aydreiz 7,7 PN: } \ RO En 8 PBETSSNINNN 2 \ Da und ‘ Arab ! on a Ipfirimger U f 1 Schiefer RE al EN ! OPiusa nf Neustadt db AR VE rare { % } se ı Mahlerof, BSR Date jeubrunn 20 US bh Rt D Neun era > ‚Jana. | rg 1 elle Ya in: ı oh Le a A en tea ' 1 irschberg der eäoligecänen Kandel 2 eat: N Aeberaichlskarte ferfläche, der wichtigsten Diskehiationen und der wräglazialen Huoslänfe in Miizingen. LIrIER I EV 3° Daahh,, ” Taf. V. Europa. Te | wart DW PS nJ wiuugi (auul aLwAIUi, /* eresoder Jordantal- | Einbrucı der Bekä’a und des Ghab _ re (Orontesgräben). = Mr - md Grus von et- | Konglomerate am Barduni in der Bekä’a, ee led\aba. auf dem Dschebel Akkum und am = oe gelkalk mit Nahr Chalid. = R: dv; Neritinen, und | Melanopsisschichten von Dschisr esch- — = | Palschisr el - Med- Schughr und Kal’at el-Mdik am Orontes —_— . . 2 ten;n („Melanopsis- (Melanopsisstufe). = u = ki. > los = = 2 | || | | ben Tiberiassee Basalterguß von Homs und an SO —NW- e Imije im W des Spalten in Nordsyrien. tte hn id le I) an in lag : — TEE l Seekreide von | Marine Bildungen von el-Forklus in der ‚= » Jal und Tiberias palmyrenischen Wüste, Bäniäs, Ladi- en = eıania, Planorbis, kije und dem unteren Örontestal. =] Basaltergüsse von el-Markab und Bänüs. ==) Kalke mit Planorbis major, Hydrobia | Fraasi und Melanopsis von Zahle und ——— vom Antilibanon. 4 St I: za —ırso fl a" = 22 \l 2 cE os == b .2 u: fe Anne N x t X e2 r Peg g y 1 £ =) k f \ fe) i Zeitschr. d. Deutsch. Gcol. Ges. 1910, Vergleichende Übersichtstabelle der wichtigsten Vorgünge und Ablagerungen der Plioein- und Diluvialperiode in Agypten, Syrien und Buropa. Mit besonderer Berücksichtigung des prähistorischen Menschen. Europa im allgemeinen, besonders Westeuropa Deutschland 2 | & | Wrnhes Neafkkirun iz paltolithisch-neolithische Übergangszeit, | Hebung in Nordeuropa. 315 mochı ohne geschliffüne Steinwerkzeoge, mit Tonindusirie. — | Ancylusstufe der älteren Kjökkenmöddinger und Pfabl- |: Einwanderung der Menschen, z. T. von Westen nach Osien. | bauten. = 2|: Urfinnen in Nordeuropa, Tomo alpinus in der Mitte, Iberer im | Erste postglaziale Wald: und Torfstufen. Elch, Hirsch. zul Westen, Homo mediterraneus in Südeuropa, S Brachycepbale Urfinnen in Norddeutschland, Aomo 8 || — Campignien. 2. Flenusien, alpinus, brachye. in Süddeutschlund. & | 2 | 1. Tardenoisien und Tourassien (Asilien) gleichzeitig mit dem E 2 Daupstadiam der Alpengletscher.] EA g 2 Untergang des Restes von Atlaı & | wodurch derGolfstrom ganz fr. Klima trocken, kalt. 5 =ond|Nordaea! In Nordcuropa iutensivo Senkung. ee ne ice Postglazial oder Yoldiastufe. Zweite Nagetierschicht. Lemmingfauna. Niederterrassse. 5 Unterbrechong der Landverbindung Englands mit dem Kontinent, | Geschiebedecksand. Jüngster Löß, Bördelöß? £ #3 | Terre ü briques, 5 b) Arca- oder Epiglazialstufe. 3 3,2 | Ergeron, dopöt de erue fluviale, a) Dryasstufe - 8 „Lit do gravier ä base. £ Bimsteinausbruch des Laachersee-Vulkans. E = Magdalenien: Dolichocephale platyknemische Rasse von Cromagaon, Balls Les Eyzits und Laugerie (= Homo priscu), Neandertalrusse | Mecklenburgisch-pommersche oder baltische Stufe, zZ und kurzköpfige Rasse von Grenelle und Furfooz in West- Bühlstadium der alpinen Gletscher. = 3 europa. Letztes Kältemaximum oder letzter Vorstoß des Inland- 2 | 3 | Bison, Ren, Pferd. eises in Norddeutschland. Oberster Geschiebe- 314 mergel. Steinsohle des Löß. © L8 Br Mittelmeergebiet Iberer, mesocepbal, in Spauien, Frank- reich, Großbritannien. 1omo mediterr., dolichoe., klein, dunkel (Ligurer, Uritaliker). Prolibyer, dolich., platyknemisch, in Nordafrika. Züchtung von Pferd, Schaf, Hund. Blephas africanus. Felsendarstellungen von Tieren in Höhlen Frankreichs, Spaniens, Algeriens, Llephas atlanticus. Neudeckian? Trockenes Kl 2. Solutreen. 1. Aurignacien. Homo aurignaciensis dolichoc. mit langem Gesicht und Grimaldi- oder Nexertypus. a. Brabantien. Limon colien, Wärmeres kontinentales Steppenklima. Jüngerer Löß. Polandian. Würm-Glazinl. Klima kalt, niederschlagsreich. 1300 m tiefer als heute. der Flüsse. Hesbayen, limon stratifie. Mammut, Rhinoceros, Pferd, Höblenbär. Moustörien. Erstes Kältemaximum der letzten oder Würm-Eiszeit, feuchtkaltes arktisches bis subarktisches Tundren- klima. Oberer Geschiebemergel an der Basis, da- runter sogen. interglaziale Nuvioglaziale Schotter und Sande von Rixdorf, Hundisburg usw. (Rixdorfer Stufe). Jüngere Mittelterrasse am Niederrhein, Mittelterrasse STEINMANNS am Oberrhein, Rekurrenzzone des Löß. ‚Jüngerer Sandlöß. In Höhlen Nagetierschicht mit Kleinfauna. Schneegronze in Europa 1000 bis Wasserschwelle und Akkumulation ca. 4000022000 Jahre v. Chr. Im südöstlichen Mittelmeergebiet Klima relativ trocken, fust so wie heute, Helyetiuo. Riß-Wärm-Intergluzial (III), Villafranclien, Därntenien, Mildes ozeanisches Waldklima. Fluy. Erosion vorherrschend, Dis unter die heutige Talsohle. ‚phas antiguun und primig.. Rlinoc. Mer Homo prinigenius oder Neandertaltypus, dolichoc., prognatl. (8. Stellonweise (Taubach und besonders im Süden: Schweiz nnd Oberitalien) auch schon Mousterienkultur.) 2. Acheul£en. 1. Oberes Chelle Letztes großes Intorglazial, Taubacher Stufe. Kalktuffe von Taubach, Flurlingen usw. (? mit Unter- brechung yon kurzen nacliträglichen Lößperioden). Verwitterung, Verlehmung des Älteren Löß. Eruption des Rodderbergs. Stepponklima. Alterer äolischer Löß. Vorletzte oder Rißeiszeit (III), Saxonian z. T. Jüngere Decken- schotter. Klima im Norden kalt, feucht. In Nordeuropa größte Landhebung. Festland verbunden. Gelbe Plateauschotter der Dombes boi Lyon. Great chalky boulder clay. Glazialton von Hoxne mit und Bos primig. Sable Nuyial et gravier du Campinien mit Rhinoc. tichor.. hirsch und Ren. Strepyien oder Pröchellten (Frähchellen). Sogen. Haupteiszeit Norddeutschlands. Tundrenklima. Unterer Geschiebemergel mit Sandbänken. Kiuvio- _ glaziale, grandige, sandige und tonige Sedimente. Älterer Vogesensand und Sandloß. Hochterrasse in den Alpen und am Oberrhein. Altere Mittelterrasse am Niederrhein. Oberc Kiese und Sande von Mauer? England noclı breit mit dem rim. Riesen- Mosbacher oder Süßenborn-Stufe. Sünde von Mosbach, Mauer, Hangenbieten. Süßenborn und Wendelstein z. T. Hippopotamus major, Elephas antiguus, meridionalis, Nesti, trogontherii, Rhinoceros etruscus. mittleres oder M.-R. Interglazial (von langer Dauer). Sande des Moscten Klima relativ trocken, kontinental (? heiße trockene Sommer u. feuchte ılte Winter mit Anschwellungen und Aufschüttungen d. Flüsse). nien, ingland: Corbicula /Auminalis beds der Themse mit I. antiguus, Ligait und Mergel von Hoxac. Kiese von Me In Übergungsphase. Klima einförmig, feuchtwarm zu allen Jahreszeiten, | Erosion Haupterosion des Niederrheintals über warme Niederschläge geringer. Intensivste Erosion bis zum und . Basiskiese der Sande von heutigen Talgrund. Erosion der Basso terrasse Rurors Mufllien, Maaer und untere Schotter von Süßenboran. Ilomo Heidelbergensis, Llephas antiquus, Rhinoceros elruscus. Kiese an der Basis des Moscen. Drittlotzte oder Mindol-Eiszeit. Saxoniun z. T, Klima kalt, sohr feucht, reiche Niederschläge zu allen Jahreszeiten üborall auf der ganzen Erde. Lowor boulder cluy (exparte), Cromer tell, Arctic freshwator beis, Älteste Grandmoräne und Geschiebemergel. Jüngere Deckenschotter der Alpen. Taunusschotter, Hauptterrasse am Niederrhein. Deluv Erst oder G.-M. Tuterglazinl. Cromer- oder N St, Prestien (2). Kurze Trockenperiode, Klima wärmer. Erosion ünorheblich Bildung der Terrasse moyen Rurors. ? lorest von Cromer mit Kl. antiz,, merid., trogonth. und Ne Rhin. etrusc. rfolk-Stafe (2), sth, Allgemeine Hebung, insbesondero von Skandin Nordseo und Großbritannien, das SCH TEL aonien, das mit dem der südlichen Kontinent beit Sunde mit) El. trog, Ersto oder Günzeizeit. ® Solonische Stufi Scanii u c fo oder Scanian. Klima kalt. = Iconian-Norwich Grag. Rod C un of Sufalk. Lur Altorer Plateauschotter der Di ‚auschotte, bes. Älterer Dackonschotter. Obere Dec nschotter. IV. Mediterranstufe E Lotzto Hobung und Raltun; & ler Alpen und de Dislokationon SeranıZ pen Kanals Schweizer Jura. So, genanntes Oborplic in mit Al on Erste großs Eros Abtragung d ‚sphase. a der Anvenme (Dolerit, Rumpfläch Schweizer Jura. Andesitbreccien) «a im Umkreis der Alpen, besonders des Klima in Osteuropa und Vorderasien trocken. Letzte Gebirgsfaltung im Himalaya und Atlas, Verwerfung der Chellöen-Kon- lomerate bei Gufsa in Tunis, ? Pluvintilschichten von Arezzo mit Zi, primig. und antiquus. Taf. V. Von M. BLANCKENHORN. Ägypten Mittel- und Nord-S Neolithische Stationen in der Niltalebene und im Fajum am Nord- | 3. Campignien) | 2 Station der Höble Harajel am Nalır 2 Station dei a Nalı ufer des Mörissees, der cu. 50 m höheren Wasserstand hatte | vom Berge Nebo, Neal, Sı N N n = N a & ER Ta ion Sallb mit geritten Kuchen von Uri Bevölkerung: a) Eigentliche Ägypter, duakelrot. 4) Prolibyer,hell- | el-Hoso am Tiberiasien, "Jordantal | hacken nn en hnoenus &- farbig, schwarzhaarig oder blond (a und 'b Haniten, Lang- | (Pickel, Meißel, Spalter, Skizzen noch RR Re Dexeianlen sehädel wit schmalem, hohem Gesicht). c) Neger oder Nubier, | unpoliert) NORSERNSERNELSENSIEERUR schwarz, Langschädel mit breitem Gesicht. d) Pymten, Lang. | 2. Neolithicum mit eolithisch, Faciesa Ts | DA SA DiimiEsilsegertting schädel. Töpferei, Zähmung des Wildesels und der Ziege. Elönusien von Der'a, Räs Iskander auf dem Kurmel, Wadi Wa’lch, ‚Zwergneolithicum (Tardenoisien) Atalier und Aschenheerd von "Ain el-Mataba am Wadi Hesbäu. ? Sintilut iu Moso- potamion, Klima von haute. Magdalenienstat; in dei 'oliashöhle, Dünenbildungen längs der Meeresküste. | Kannibaltsche ak“ " \otalisshöhle Kannibalischo Jäger. Pointes solutröannes, Musser, Disken, Knochenworkzonge. Waldfauna; Crew dama und elaph Capreolus pygargus, Copra grün Uraus arctos x. ayriacns, Bison. Halbwüsten- bzw. Wüstenklima. An der Mittelmeerküste Sandstein und Kulksand, z. T. oolit Helix vestalis, Runina deeollata. Im Niltal Sande und Nilschlamn. Im Fajumbecken sandig-kalkige Alluvionen mit Knochen von Zyuus, Hippopotamus, Camelopardalis. Spätpalüolithische Silex-Ateliers und Wohnstätten auf der Mittel- oder Qurnaterrasse des Niltals. b mit Moustörionfunde boi es-Salt und Schaf’at. Moustörien-Stationon an ılor nhiönizischen Küste: Adlün und Akbiol, Nahr Boi- rüt am Diwiteibong und Ri ol-Kolb« Knochenbraceio mit Moustörionapitzan und Knoohonnadaln. hin. tiehori, Dison priscur, Dos primig., Cerous dainaı Höhlonstationen am Nahr Loralim und N. Dichöz. Rückzug der Gowässer dos Jordunsens, Erosion der Talor (auch dor Rukk lava im Jarmuktal). Altpalaolithische Pundo bei (ophaim-Ebono und Mons Tiberinsseeufer, Berg Hor, Ma’än, 7 Hebung dor Küste, Cholldon-Achonlsen-Bundo bei Sinan, Oral und Ginur Röi im W von Nisil und am Ruphrat boi Dscharobis, Jorusalanı Skapus), ü, Schöbok, Petra, Begiun des Halbwüsten- -"Wüstenklimas der Jetatzeit, Alt-Paläolithiker in gauz Ägypten, besonders bei Theben, Senkungen und Einbrüche. Trausgression des Mittelmeeres. Unterbrechung der Landverbindung von Afrika unit Spanien und Sizilien. Marine Muschelbänke an der gunzen afrikanischen Küste (mit me der Kleinen Syrte) in Hölie von 40' mit Strombus mediterr. und Elephas Iolensis. Bewegungen im ganzen hen Gebiet, Senkungsfelder und Horste. Abtrennung von Euböa durch Bildung des Euböischen Golfs. (Deu- kalionische Flut?). Eröffnung der Dar- danellen, Katastrophenartiges n dringen des Mittelmeers in die Pro- ‚onlis und den Pontus. Steigen des Pontusspiegels in die erodierten Fluß- mündungen (Limane.) Klima mail gemäßigt, feucht. ? Konglomerate des Tibertals mit E. meridionalis, antiquus und primigenius Sande von Oberste Valdarnoschichten. Sansino wit Elepl. antiyuus uud. meri- dion., Equus Stenonis, Rhinoe: etruscus, Hippopot. major. 2 Zweite Ernptionsperiode auf Milos, San- torin (verbunden mit Hebung des Meeresgrundes bisı 200 ın über deu heutigen Spiegel), Kos und Nisyros. editerranstufe oder Sicilien:; Sieiliano Piano in Südkalabrien. Meeres- sand von Ficarazzi und Monte Pallegrino bei Palermo mit keltischen, nordischen Arten. Marine Sande und Konglomerate des Isthmus von Korinth und von Kala- maki. Marine Schichten aufKos, Rhodos, Milos. Iv. M Marine- Küstenkulksundsteine. und den Sireneninseln. Jüngere fossilo Korallenriffe und Uferterrassen am Suezgolf bis zu 25 m Höhe. Mittel- oder Qurnaschotterterrasse an den Wadideltas im Niltal und Fajum in 2-10 m Höhe an der Rundkanto über der Tal- solle, Unio Schweinfurthi, Corbivula. Im Konglomerat sekundär eingeschlossen Strepyientypen. Frühpaläolithiker auf den Plateauhöhen und an den Abhängen. Muscheltuff von Alexandria, Ramlch u Ufortorrasso von N-10 (om 8) m Batrlo, Bäniäs, Dachobulo usw. Stroms mediterraneus, bei An der Küste oolithischo Kulksandsteino it mit Pectunculus von Gaza, Jul, Allı- lit usw. Mitteltorrasse am Wadi ol-Kolt, ol-Ar- eidsche, Muhnuwat, Korak, Chuneiro usw. Eruption von Erdöl um Wadi Muliauwat, Im Wadi [2 Rukkädlav Jarınuk | 1. Absatz. von Leichtes Anschwellen des Toten Moor ockonperiode. Rückzug der Gewässer les Toton Moores Trockenperiode. ezeatkent Erosion. Ei Erguß der EzzeijatinLaya ins Jarmuktal hinab. Hohopunkt der Pluvialperiode, Schotteranhäufungen | | Höchster Wasserstand das großen | Küstenbildungen (Konglomorato und im SW und SO dos heutigen Nildeltas bis zu | Jordantal-Binnenscos (devichoter- | Sandstein) boi Beirut und us ul m Meereshölie. Kiese und, Sande im ganzen | rasse) vom Tiberiassve bisinsWadi | Kolb 33 A4D m, hei Soloucin Piorin bis 80 m über dam Mooro, Kleine Gletscher am Zedornwäldchen im Libanon. Aruba, am heutigen nördlichen Toten Meer 50 m, am südlichen "Loton Meer und im Jordantal 100 is 240 m, im Wadi Aruba bis in über dom hontigon Spiegel Toten Meeras (infolge späterer Niltal. Gewaltige Terrasson und Deltauufschättungen an der Einmündung der Seitentiler ins ägyptische Niltal, das vom Nil durcbströmt wird. Höchste Schotterterrassen an den großen Wadis, 50 bis 7Om am Innenrand über der Talsohle, mit Eolithen. Geröllablagerungea in Umkreisedes Fajum. las Hebung im S und N, Senkung in dor Mitte). Molluskenfauna gleich der heutigen (Melanopsis, Aucylus). Trockenperiode. Eintrocknen der Alteston Toten Meeres. des Steinsalzlagers dos Usdum als clomischer schlag. Kurze Trockenperiode. Rückzug des Meeres von Cairo. | Wüsteneinwirkungen auf die dortigen Strandgerölle und deutliche Bearbeitung derselben durch Menschen- hand. Kolithe in den alten Geröllschichten der |: Abbassijenusschachtungen. . Nur wenig Erosion, — | | | Gewässer des Entstehung Dschebol Nioder- E Ei S E 2 3 3 E = a & [ z 7 a Große Pluvial-Periode | Deltaschatt der Wadis. Verbindung von Mittelmeer und Rotem Meer (Ind, Ozean). Mischung der Faunen am Isthmus. Ostrea | crassissiına und cueullata, Mactra suhtruncala, Pecten Vasseli, isthmicus und erythracensis, Temnopleurus | toreumalicus. nopsisstule‘). = E 53 Hebung des Isthmus und Nildeltas. Ein Nilarm mündet | =.= = Hebung, schwache Faltung und Zorrung, Verworfungen und Klexuran in SSW ins Rote Meer. ER is NNO- und S-N-Richtung. Aufrichtung älterer Schichten, Basultorydaso a an-SSW-NNOFund S-N-Spalten (auch Hauran)ı . HE bruch des Ghör oder Jordantal-, | Kiobruch dor Bekä’n und dos Ghub 288 grabens. (Orontengräben). | r oSS Terresteischer Kalk mit elie puadrülentata parallel| „ < 3 Kulkkonglomerate und Grus you ot- | Konglomorato am Barduni in der Bakt’n, der Küste der Marmarika. Salzige Tone im Unter-|S _ > Tlah im Wadi "Araba. auf dom Dachobel Akkum und am | grund des Nildeltas als Flußschlick in brackiger = & Konglomerate und Morgelkulk mit | Nuhr Chalid, Mieeresbueht abgesetzt: Bei Cairo Nüviomarines | S= | viel Molanopsiden, Noritinen, und | Melanopisschiehten von Dachisr use Aestuarium. Am Mokattamfuß kalkige Knotensand- 2 & | Viriparon von Dachise ol-M Schughr und Kal'at ol-Muik am Oronten steine mit Naviatil-marin. Lagunenfauna. Im unteren) S 25 | 3 | schami am Jordan (-Molanopsis- (Melanopsisatufo), Niltal Ausiolacustre Absätze Eisensundatein, Gi =“ || stufer). sandstein, Gipsmorgel, Pisolith, Kalktuff mit Mela-| S a nopsis acgypliaca, Neritina und WVivipara („Mels-| 5 |,2 | a Letzio Hebung und intensive Faltung der Mittelmeergebirge (bes. Peloponnes). indringens des Mittelmeer: Einbruch des Süd Golfs von Ko- Begian des Bi in den Agäis, sehen Meeres und des inth-Patras. knoruptionen aufdemCyeladen (Milos, antorin) und am algerischen Vulkanerup Arion, S Atlas. notes Obe zeitig mit or Deckonschötter oder Sundgauer I 5 Jüngere Pliocknfauna von Perrier. sruptionen des Vo; AS E Suesp italderasSsalähien. EN esinfauna. van, Bar ankfurt. Oberpliocän mit Braunkohlen. SON r Wetterau und am Fuß des Tannus mut tes, Liguidanbar, Tarodium. En Sande und hunte Tone in Rheinhe = wald, Sauerland, bei Fulda, Ostlieim vd} | au SS Sms “ dhrenil hu \ Trachyte und Basaltbı yon ichsen, Rippersrode mit Mastos a: Asti-Stufe- Marioe, gelbe Ip E &s R vi und Born, Mache |, und horsoni. 5 "| 7, SandavonAsli, Onstil|e 32 | Sande von Trövoar. Sangetiorfuna non M Belbess Walkerde von Dienstedt wit Elzt. meridionatis Arquata und Mogtal- EE SNOHITSS auna non ontpallier- Gelbe Sande | Bildung der ö tlichen Rbeintalspalte z. T. und Em- Mario. Älterer(grüßer. Es | ainuleutpeie mi, R a pordringen von Basalt aus derselben. $ s Chalkplateau ron Kent). 33 | Piian Diet RS | Drackmas h 2 . \ z Se us 2 des negative Nireausch ala S&| Rhonelal Bläser De Tr Poelersti van Rouszillen hund aben "der Erosionahas ne ee er ER ui Virifaree Lakustre Mergel der Bresse | Talerosion beirächüreh: Be aan! = Maktin und‘ Vatican. Zanelöen von Calabrien ilien. Basalterguß von Homs und’an SO-NW- Spalten in Nordsyrion, Einbruch des Roten Meeres. . Basultorgüsse am heutigen Tiboriassoe Ausbruch der Harras in Arabien bei Tiberias und Melhamije im W des Jordantals. Oolithkalk, Travertin und Seokroide von | Marine Bildungen von el-Forklus in dar Molbamije im Jordantal und Tiborias imyronischen Wüste, Bäniäs, Ladi- mit Hydrobia Frausi, Mdanin, Planorbis, jo und dem untaren Orontastal, Lünnarus, Basaltergüsse von ol-Markab und Bäniäs. ring Kalko mit Planorbis mojor, = Uydrobia Fraasi und Melanopsis von Zahle und Cerithium conicum, vom Antilibanon. hipponensis, Hippotragus Oase ah Süßwasserkalk und Quarzit mit Hydrobien, Physa, Limnaeen, Planorbi zusammenhängendes (# stem] am heutigen unteren Niltal, Ersta starke Fluß- s neugebildeten Nils. Breccienbildangen. Quarzite von Dar es-Reisu im N von Moghara mit Cardinm sul sociale, Cytherea subundata, Cerithium conicum. a ER T sealngis 1 22 N, a N a IRB | 1 1 ] | | I B |, | I » | 17 a —— —- - = m IK 1, | Inhalt: Aufsätze $. 433 —582. Zugänge der Bibliothek. | Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft. (Abhandlungen und Monatsberichte.) Abhandlungen. 62, Band. | IV. Heft. Oktober, November, Dezember 1910. J. G. Cotta’sche Buchhandlung Nachfolger \ N yi Zweigniederlassung vereinigt mittder Besser'schen Buchhandlung (W. | | Berlin I911. | | | W 35, Schöneberger Ufer 39. wegen nme mr Hersz) Eatek NE bis X IH. Inhalt. Mitgliederverzeichnis. Deutsche Geologische Gesellschaft. Vorstand für das Jahr 1911 Vorsitzender: Herr BRANnCA Schriftführer: Herr BELOwskKY Stellvertretende Vor- (| „ Raure „ BÄRTLING sitzende: | » WAHNSCHAFFE „ ÖTREMME Schatzmeister: „ ZIMMERMANN „ FumeeL Archivar: „ EBERDT Beirat für das Jahr 1911 Die Herren: JAEKEL-Greifswald, Koken-Tübingen, v. Kornen-Göttingen, C. ScHMmIDT-Basel, Tinvze-Wien, WICHMANN-Ütrecht. -—— Die ordentlichen Sitzungen der Gesellschaft finden in Berlin im Gebäude | der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt und Bergakademie, Invalidenstr. 44, abends 7 Uhr in der Regel am ersten Mittwoch jeden Monats statt, die Jahresver- | ammlangen in einer Stadt Deutschlands oder Österreichs in den Monaten | August bis Oktober. Vorträge für die Monatssitzungen sind Herrn Professor | Dr. Butowsky tunlichst 8 Tage vorher anzumelden, Manuskripte von Vorträgen zum Druck spätestens 8 Tage nach dem a an Herrn Königl. Geologen, | Privatdozenten Dr. BÄRTLING einzusenden. ST Die Aufnahme geschieht auf Vorschlag dreier Mitglieder durch Erklärung { des Vorsitzenden in einer der Versammlungen. Jedes Mitglied zahlt 10 Mark Ein- trittsgeld und einen Jahresbeitrag von 20 Mark. Es erhält dafür die Zeitschrift | Ben und die Monatsberichte der Gesellschaft. (Preis im Buchhandel für beide zu- sammen 24 M., für die Monatsberichte allein 10M.) Die bis zum 1. April nicht | eingegangenen Jahresbeiträge werden durch Postauftrag eingezogen. Jedes außerdeutsche Mitglied kann seine Jahresbeiträge durch einmalige Zahlung von’ 300 Mark ablösen. / er - Reklamationen nicht eingegangener Hefte und Monatsberichte der Zeitschrift können nur innerhalb eines Jahres nach ihrem | a = nr Versand berücksichtigt werden. Die Autoren der aufgenommenen Aufsätze, brieflichen Mitteilun- zen und Protokollnotizen sind für den Inhalt allein verantwortlich; 1 sie erhalten 50 Sonderabzüge umsonst, eine gröfsere Zahl gegen Er- stattung der Herstellungskosten. [4 &- ES < = Zuguusten der Bücherei der Gesellschaft werden die Herren Mitglieder ersucht, Sonderabdrücke ihrer Sehriften an den Archivar einzusenden; diese werden in der nächsten Sitzung vorgelest und, so weit angängig, besprochen. s Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglied folgende Adressen benutzen: . Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift oder den Monatsber sowie darauf bezüglichen Schriftwechsel Herrn Königl. Geologang Privatdozenten Dr. Bärtling, 2, Einsendungen an die Bücherei sowie Reklamationen nicht ein go Hefte und Monatsberichte, Anmeldung neuer Mitglieder, Anzeigen von Wohnortsveränderungen, Herrn Sammlungskustos Dr. Eberdt, beide zu Berlin N4, Invalidenstr. 44. 3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen Herrn Professor Dr. Belowsky, Berlin N.4, Invalidenstr. 43. 4. Sonstige Korrespondenzen an Herrn Geh. Bergrat Professor Dr. Branca, Berlin NA, Invalidenstr. 43. h 5. Die Beiträge sind an die J. G. CorrA’sche Buchhandlung Nachf., Berlin W 35, Schöneberger Ufer 39, durch direkte Übersendung einzuzahlen. En ES a 1 SORT Inhalt des IV. Heftes. Aufsätze. Seite 15. M. BLANCKENHORN: Neues zur Geologie Palästinas und des zoyptschen Niltales. (Schluß.)... ... . . .:. NAD 16. G. Bere: Geologische Beobachtungen in Kleinasien. (Hierzu Tafel VI und 6 Textfiguren.). . . . . ER NSS NR 462 17. H. GErTH: Beiträge zur Kenntnis der Tektonik des Östendes der Weisensteinkette im Schweizer Jura-Gebirge. (Hierzu Tafel VI IX und 8 Textfiguren) ..... NEN I 18. K. VoGEL von FALCKENSTEIN: Brachiopoden und Lamelli- branchiaten der senonen Kreidegeschiebe aus Westpreußen. era har X und! 2>Textfiguren.)\..... .22.0%2 02 22.0.02......844 19. K. Prerzscn: Cruzianen aus dem Untersilur des Leipziger Kreises. (Hierzu Tafel XI-XIII und 1 Textügur.) . . ... 57a Beuenmangesder Bibliothek... . 02. et 21088 Birakedienenzeichnis 22... 20.0... sn 898 Insel ne een Engekellenbenichtioungen........4... ea. en N H ER RD Moe a LEN 433 Ufern der später emporgehobenen Korallenriffe ihre Schalen hinterließen. So fand eine wirkliche, wenn auch nur ober- flächliche Mischung der Gewässer des Mittelmeeres mit denen des Indischen Ozeans statt, doch nur kurze Zeit. Denn bald stieg der Isthmus von neuem empor und hob die Verbindung des Roten Meeres mit dem Mittelmeer auf, während diejenige mit dem Indischen Ozean blieb. Diese Landhebung bezeichnet das Ende des Unterdiluviums I. Sie setzt sich übrigens noch heute am Isthmus (im Gegensatz zu der Küste am Niltal selbst) fort. Die marine Überflutung des Isthmus im Unterdiluvium I können wir über dem öden Norden der heutigen Sinaihalbinsel bis an das südwestliche Palästina, speziell Judäa bzw. Idumäa, verfolgen. Bei el-Öbalasa (+ 215 m), ca. 51 km vom Mittelmeer entfernt, an einem Südarm des Wadi Gazze sehen wir Litho- thamnienkalke, am Wadı el-Milh im W. von Chirbet el-Milh an der Einmündung des Wadi Arära jungmarine Sandsteine mit Gastropoden in einer Höhe von 330 m über dem heutigen Meerespiegel, ca. 61 km von der Mittelmeerküste entfernt; bei Chirbet Futeis an einem Seitenarm des Wadi-Scheri’a Kalk- sandstein mit massenhaften Pectunculus-Schalen. Bei Tell Abu Hareireh reichen unterdiluviale kalkige Sandsteine bis zu 20,6 m über dem Fluß oder 69m Meereshöhe. HurL!) bezeichnet in seinem Profil?) diese Sandsteine als Calcareous Sandstone of Philistia und stellt auf seiner geologischen Karte von Palästina auch schon dessen angebliche Verbreitung in zusammenhängendem Zuge parallel der Küste zwischen angeblichem Nummulitenkalk im Osten und den diluvialen Küstenablagerungen im Westen dar. Hurr gelten sie als Obereocän, obwohl er nicht die ge- ringsten paläontologischen Beweise dafür beibringen kann. Für mich, der ich an den verschiedenen Plätzen nur die Fauna der heutigen Mittelmeerküste darin vorfand (Bryozoen, Balanus. Pectumeulus, Cardium edule, Donax, Cerithien) kann es sich nur um quartäres Alter handeln. Leider ist (im Gegensatz zu Hurıs Darstellung) eine scharfe Trennung des Sandsteins von Tell Abu Hareireh und dem Wadi el-Milh von den zweifellos quar- tären Kalksandsteinen und Oolithkalken der Küstenebenen nicht durchzuführen, und es bleibt vorläufig vor genaueren Landes- aufnahmen mehr dem Gefühl überlassen, namentlich die land- ') Memoir on the Geology a. Geography of Arabia Petraea and “ Palestine. Survey of Western Palestine 1889, S. 64. 2) Fig. 11. Section taken at Tell Abu Hareireh to show the re lations of the Philistian Sandstone and {he more modern gravels. Zeitsehr. d. D. Geol. Ges. 1910. 28 Se einwärts und höher gelegenen und fossilärmeren Bildungen als relativ älter, d. h. unterstdiluvial, von den jünger diluvialen an der Küste zu trennen. Die Ebene Schephela zwischen Gaza und Jaffa mag wohl zum Teil auch noch altdiluviale Bildungen enthalten, aber ich glaube annehmen zu dürfen, daß nördlich vom unteren Nahr el-Audscha solche nicht mehr zutage treten, sondern ganz von mittlerem und späterem Diluvium ersetzt bzw. verdeckt sind. Das gilt auch für den schmalen Küstenstreifen am Karmel mit seinen wallartigen Strandterrassen. An der Küste von Mittelsyrien steigen diese marinen Quartärbildungen höchstens bis zu 36 oder 45 m Meereshöhe empor, so im Süden von Beirüt. Im NO von Beirüt erscheint dagegen am Räs el-Kelb ein feinkiesiges Konglomerat ca. 50 bis 60 m über dem Meer auf Miocänkalk aufgebacken. Es enthält freilich keine Muscheln, aber auch keine Spur von menschlichen Feuersteinartefakten, die oberflächlich sonst hier häufig sind, eingeschlossen. Man geht wohl nicht fehl, diese Bildung als altdiluviales Strandprodukt anzusehen. Außer diesen Vor- kommen ist mir marines Altquartär nur noch im äußersten Norden Syriens an der Mündung des ÖOrontes auf dem Boden von Seleucia Pieria, wo es bis zu 82 m aufsteigt, bekannt!). Das höhere marine Diluvium (II, III und IV). (Die marine Facıes der zweiten, dritten und vierten Eiszeit.) Die folgenden diluvialen marinen Bildungen Palästinas schließen sich in ihrer Beschaffenheit eng an die ägyptischen Verhältnisse, besonders diejenigen der Küstenlandschaften Marmarika und Mariut im W des Nildeltas an. Von dort habe ich schon früher?) mehrere (im ganzen 4) parallele Boden- wellen oder Hügelrücken (mit dazwischen liegenden Längs- tälern) beschrieben, wovon ich die äußerste dem jüngeren Di- luvium (IV), die drei hinteren ihrer Entstehung nach dem älteren und mittleren Diluvium (d. h. gleichzeitig mit der II. und III. Eiszeit in Europa) zurechnen möchte. Dieselben be- stehen wesentlich aus oolithischem oder pisolithischem Grobkalk mit Schalentrümmern von FPeetunculus, Cardium edule, Donas, Cerithium conicum, seltener Strombus coronatus usw., den wir auch als „Kalkstein von Mex“ und Baustein von Alexandria in dem ') Vgl. Braxckennorn: Das marine Pliocän in Syrien. Erlangen 1891. ° S. 43. 2) Geologie von Ägypten IV, 1901, S. 417. 455 nördlichsten, geradlinig nach NO gestreckten Küstenwall weit über Alexandria hinaus bis Abukir verfolgen können. Die "Bildung dieser 4 Hügelketten erklärte ich mir durch periodische Hebungen längs der ehemaligen Meeresküste, und zwar verbun- den mit schwacher Aufpressung langer schmaler Uferschollen unter Bewahrung der Horizontalität der Schichten. Während der Grund des nördlichen Meeres sich (staffelförmig) einsenkte, wurde die Küstenpartie gleichzeitig mit Unterbrechungen ruck- weise emporgedrückt, eine Erscheinung, die wir auch an den Küstenterrassen und Korallenriffen des Suezgolfs und an der palästinensischen Küste beobachten können. Die inneren Ketten oder Schollen sind zuerst gehoben und trocken gelegt, während die folgenden noch von den Fluten bedeckt waren, und da die spätere Hebung sich auch noch mit auf die inneren übertrug, sind letztere als länger gehobene höher geworden. Die Maximalhöhe, die sie im nordwestlichen Ägypten erreichen, beträgt 118 m. Später, in der historischen Zeit, als für einige Teile der Ägyptischen und Palästinensisch-Syrischen Küste eine unregelmäßige Senkung begann, hat die Brandung die äußersten, relativ jüngsten, wieder teilweise zerstört und so eine ganze Anzahl Häfen geschaffen wie Alexandria, Jaffa, Athlit, Sidon, Tyrus usw. Besonders drastisch sind die Verhältnisse bei Athlit an dem Westfuße des Karmel, wo 2 Hügelzüge durchbrochen bzw. ins Meer versenkt sind, wie die umstehende Skizze (Fig. 2) und Querprofil (Fig.3) auch ohne weiteren Kommentar erkennen lassen. Die 3 hier vorhandenen Bodenwellen oder alten Küstenterrassen lassen sich einigermaßen denjenigen an der Mariutküste bei Abusir, Bir Hamäm, die ich in dieser Zeitschrift 1901, S. 417 bis 422 beschrieb und auf Tafel XIV, Fig. 1 im Profil zeichnete, vergleichen. Die Geologie der Mittelmeerküste Palästinas ist sonst noch relativ wenig studiert worden und bedarf weiterer Unter- suchungen. Was bis jetzt davon bekannt ist, werde ich in meiner späteren Monographie der Geologie Palästinas zusammen- stellen. Von festen Gesteinen spielt in erster Linie ganz wie in Ägypten ein meist oolithischer Muscheituff oder Kalksandstein die erste Rolle. Dieses charakteristische, leicht wieder zu er- kennende Gestein ist ein ausgezeichneter Baustein, so daß er schon in der Zeit der Römer, als man für Baumaterial ein be- sonderes Interesse und geschärftes Auge hatte, weit ins Innere des Palästinensischen Landes transportiert wurde. So fand ich den Oolithkalk namentlich in den Ruinen des alten Herodes- 28* palastes im N von Jericho, in Kumrän und Engedi am Toten Meere. Da ich die Verwendung dieses Gesteines im Innern des Landes und seinen Transport ins Jordantal nicht früher zurückdatiere als eben in die Römerzeit und als Kennzeichen Fig. 3. der Herodianischen Epoche ansehe, schließe ich auch schon aus diesem Grunde, daß die Ruinen von Kumrän höchstens in die Herodianische Zeit fallen, nicht aber, wie ÜCLERMONT- GANNEAU einmal vermutet hat, mit dem mythischen prähisto- rischen Gomorrha der Genesis etwas zu tun haben. 437 Die harten Kalke und Kalksandsteine setzen aber nicht für sich allein die Küstenebene zusammen. Vielmehr beteiligen sich daran: loser, kalkiger, weißer Kalksand, rotgelber bis in- tensiv roter Quarzsand, der sich auch zu Sandstein verfestigt, und schwärzlicher Lehm, den man wohl Schwarzerde nennen könnte. Der letztere bedeckt die großen, ebenen, im Winter sumpfigen Flächen; die Farbe erklärt sich leicht (ähnlich wie bei den Schwarzerden anderer Länder, z. B. West-Marokkos), insofern als in der Winterszeit unter dem stehenden Wasser eine Zersetzung der Humussubstanz verhindert, letztere daher angereichert wird, im Sommer aber wieder durch die Trocken- heit der oberen Bodenschicht geschützt wird. Etwas schwieriger scheint mir die Erklärung der auffällig roten Dünensande. Bei Beirüt, von wo die roten Dünensande des Pinienwäldchens und am Räs Beirüt den Touristen wohl bekannt sind, könnte man die Sande noch allenfalls auf die im OÖ so verbreiteten cenomanen, vorherrschend braunen und roten Sandsteine am Libanonabhang zurückführen. Aber im Westjordanland fehlen diese alten Sandsteine durchaus, und doch führt die Ebene Saron die gleichen roten Dünensand- massen. J. WALTHER bezeichnet rotgelbe Farbe und rötliche Dünen- sande als Charakteristikum der Wüste. Vielleicht wird ihm der rote Sand der Syrischen Küste auch als Beweis eines in alluvialer Zeit hier herrschenden Wüstenklimas gelten!'). Die auf der künftigen landwirtschaftlichen Versuchsstation in.Athlit hoffentlich anzustellenden Bodenuntersuchungen werden vielleicht auch diese Frage einer Lösung näher führen. Das Süßwasserpliocän und älteste Süßwasserdiluvium (I) in Mittel- und Nord-Syrien. Die Süßwasser-Pliocänbildungen Syriens sind nach ihrem Vorkommen und Lagerung ziemlich eng mit denjenigen des ältesten Diluviums (d. h. des Äquivalents der ersten unter den 4 europäischen Eiszeiten) verknüpft, während letztere sich andererseits scharf von denjenigen des ganzen übrigen Dilu- viums geschieden zeigen. Es empfiehlt sich daher auch bei der folgenden Behandlung des Stoffs, keine Trennung zwischen Plioeän und Unterstem Diluvium (IT) vorzunehmen, vielmehr ') Vergl. dazu meine Entgegnung: „Der Buntsandstein ist keine echte Wüstenbildung“. Diese Zeitschr., Bd. 59, 1907, Monatsber. S.304—8. diese beiden für sich gut charakterisierten Stufen in einem gemeinsamen Kapitel zu besprechen. Um die betreffenden Ablagerungen Palästinas besser zu verstehen, müssen wir diejenigen Mittel- und Nordsyriens, welche ich schon früher beschrieben habe!), kennen lernen und zum Vergleich heranziehen. Von der Stadt Zahle im östlichen Libanon kennen wir schon durch O. FraAs eine neogene Mergelbildung, reich an Süßwasserconchylien, namentlich Planorben, Limnäen und Hy- drobien, welch letztere Fraas damals mit der Zitorinella acuta des Mainzer Beckens identifizierte, ich selbst dann als neue Art unter dem Namen Aydrobia Fraasi unterschied. Sie lagern dort diskordant über dem eocänen Nummulitenkalk, bilden den Untergrund der Stadt und werden am unteren Bardünital am Östgebirgsrand von einem über 100 m mächtigen Komplex von Konglomeraten bedeckt, die unter 45° nach OSO zur Bekäa, der großen Grabensenke von Mittelsyrien, einfallen. Die Fauna der Hydrobienmergel, welche mir in neuen Aufsammlungen durch die Herren Day und ZUMOFFEN in Beirüt zur näheren Prüfung vorliegt, ist ungefähr halb ausgestorben, zur anderen Hälfte noch heute vertreten. Ich habe daher diese Bildungen als Pliocän (entsprechend den Paludinenschichten oder der Levantinischen Stufe) und die ihnen folgenden Konglomerate als Unterstes Diluvium aufgefaßt. Die Planorben-Hydrobien-Mergel wiederholen sich nun in Form blauer Kalke, aber mit der gleichen Fauna an mehreren Punkten weiter östlich von Zahle bei el-Kerak Nüh, bei Serrin und am Harf Räm el-Kabsch hoch im Antilibanon. Es exi- stierte also in jener Zeit eine ostwestliche Kette von Süßwasser- seen, die eine ganz andere Erstreckungsrichtung von Depres- sionen andeuten, als wir sie heute im Libanon und Antilibanon wahrnehmen. Diese Ostwestrichtung: würde etwa derjenigen der oben erwähnten tiefen, schmalen, pliocänen Meeresbucht zwischen Mittel- und Nordsyrien parallel verlaufen. Was die aufgerichteten Konglomerate betrifft, so konnte ZUMOFFEN die- selben am ÖOstfuß des Gebirges von der Mündung des Bardüni NNOwärts bis el-Hadeth im W von Baalbek verfolgen. Weiter erkennt man sie im Wechsel mit Kalkbänken auch mitten in der Bekä’a zwischen Mär Marün, Hörmül, el-Kasr und Riblah, wo der ÖOrontes durch die steilaufgerichteten Konglomeratbänke in tiefer Schlucht sich durchwindet. Diener hat ihnen s. Z. ) Zur Kenntnis der Süßwasser-Ablagerungen und -Mollusken Sy- riens. Palaeontogr. 44. 459 eocänes Alter zugeschrieben. Bei Hit auf dem Dschebel Akkum, dem NO-Ausläufer des Libanon, erschienen solche Kalkkonglo- meratbildungen sogar auf der Wasserscheide zwischen Orontes und dem Nahr el-Chalıd, dem Südarm des Nahr el-Kebir, und endlich im Tal des Nahr el-Chalıd selbst am Dschisr el-Kämar neben Basalt. Wenn diese Konglomerate und Kalke wirklich, wie wir aus ihrer konkordanten Auflagerung auf dem fossil- führenden Pliocän von Zahle vorläufig schließen, altdiluvial sind, so kommen wir zu folgenden Schlüssen: Das Älteste Diluvium 1 war eine unruhige Periode großer Niederschläge und intensiver Gebirgsbildung. Mächtige Kon- slomerate wurden aufgeschüttet am Außenrande des sich west- wärts infolge Faltung erhebenden Libanongebirges, da, wo eine sroße vorher nicht existierende Depression in der Richtung NNO, ein Längstal, entstand. Die Konglomerateselbstaber wurden teilweise von der Auffaltung noch mitergriffen und aufgerichtet. In Nordsyrien am Mittellauf des Orontes sehen wir ähn- liche Verhältnisse. Das binnenländische Pliocän bleibt dort freilich aus. Im OÖ von Kalat Sedschar und von da über Kalat el-Mdik bis Dschisr esch-Schughr verbreitet sich über dem Eocän eine große Süßwasserformation, bestehend aus Kalk, Sandstein, Geröll, Konglomeraten und Ton. Auch diese ist in ihrer Lagerung gestört. Ein Teil nimmt den Boden der Graben- senke ein, andere Schollen bedecken das Hochplateau. im O oder sind am Westrand des Grabens, d. h. am Östabfall des Nuseiriergebirges, durch Verwerfungen verschoben und in gleiches Niveau neben älteres Gebirge gerückt!). Der gelegentlich der Einbrüche an den Randspalten des Grabens emporgedrungene Basalt hat sich über sie ergossen. Bei Dschisr esch-Schughr und Kal’at el-Mdik zeichnet sich diese den Boden des Ghäb einnehmende Süßwasserablagerung durch einen ungewöhnlichen Reichtum an Fossilien aus, unter denen Melanopsiden durch ihre Zahl wie Formenfülle die erste Rolle einnehmen. Hier ist man berechtigt, von einer Melanopsisstufe zu sprechen. Die Fauna enthält teils ausgestorbene reichverzierte charakte- ristische Melanopsiden und Viviparen, die lebhaft an die Formen der allerobersten, nicht aber der tieferen Paludinenschichten in Europa erinnern, teils viele noch jetzt lebende Arten der sy- rischen Flüsse; meines Dafürhaltens fällt die Entstehung speziell der unteren fossilreichen Bänke von Dschisr esch-Schughr gegen den Anfang des Altdiluviums. ") Vgl. Fig 3: Querprofil durch das Ghäb oder mittlere Orontestal auf 5.78 meiner Abhandlung zur Kenntnis der Süßwasserablagerungen usw. Weiter nordwärts in der Umgebung des Sees Ak Deniz nordöstlich Antiochia werden ähnliche melanopsisreiche Mergel von dem marinen Pliocän der ehemaligen Bucht am unteren Orontes unterlagert. Das Süßwasserpliocän und älteste Diluvium (I) in Palästina. Wenden wir uns nun mit der so gewonnenen Einsicht nach Palästina in die Fortsetzung des Syrischen Grabens, das Jordan- tal, und suchen nach entsprechenden Bildungen. Am Westufer des Tiberiassees zwischen dem “Ain el-Fülije und dem Nordtor der Stadt Tiberias fand ich unter der dort herrschenden Basaltlava und Tuffbreceie und nur S—10 m über dem Seespiegel eine Bank oolithischen Kalksteins, erfüllt von zierlichen Schalen meiner Aydrobia Fraasi im Wechsel mit Mergel und Seekreide Etwas südlicher bei der Judenkolonie Melhamije auf dem Westufer des Jordans südlich vom Tiberias- see erkennt man wenig über dem Fuß des Gebirgsabhangs schwachgeneigte Schichten von weißer Seekreide und Oolithkalk mit vereinzelten Schalen von Aydrobia Fraasi und Travertin mit Planorben und Limnäen. Die Bewohner von Melhamije brechen diesen Kalk als Baustein ihrer blendendweißen Häuser. Höher folgen die mächtigen Aufschüttungen basaltischer Massen, welche die Berge im W des Tales aufbauen. Wandert man nun von Melhamije zu der nahegelegenen Station der Hedschaz- bahn Dschisr el-Medschami am Übergang dieser Bahn über den Jordanfluß, so trifft man am Wege mehrfach teils horizontal gebliebene, teils steilgestellte und gefaltete Schollen von ‘ Konglomeratbänken und Mergelsandstein, die im Aussehen an die Muschelbreccie des Ghäb bei Kal’at el-Mdik und die Konglomerate der Bekä’a erinnern. Sie zeigen sich erfüllt von Schalen gerippter Melanopsiden, glatter Viviparen, Neritinen und Unionen. Das sind der Mehrzahl nach Arten die heute noch in Palästina leben, doch sind zwei Arten von Me- lanopsis und die eine Vivipara ausgestorben. Die letzte Gattung, die ich auch im Ghab fossil vertreten fand, fehlt der heutigen Süßwassermolluskenfauna Syriens ganz. Nach dem Vergleich mit Mittel- und Nordsyrien erscheint es unerläßlich, daß wir die Oolithkalke und Travertine von Tiberias und Melhamije mit Hydrobia Fraasi und Planorben zum Pliocän, die aufgerichteten Konglomerate mit zahlreichen Melanopsiden und vereinzelten Viviparen zum ältesten Diluvium rechnen. Zur Zeit der von Hydrobien usw. bewohnten ostwestlichen Süßwasserseen von 441 Zahle muß auch in der Gegend des Tiberiassees bis Melhamije infolge eines ersten nur lokalen Einbruchs ein ausgedehnter Binnensee existiert haben, der die gleiche Fauna enthielt. Dieser ruhigen Periode folgte auch hier eine unruhige Schotter- anhäufung, Gebirgsbewegung und basaltische Ergüsse. Nur ein Unterschied läßt sich vielleicht bemerken. Bei Melhamije und Tiberias liegen die Basalte direkt auf dem Pliocän, nicht auf dem Altdiluvium (I), und die Altdiluvialkonglomerate von Dschisr el-Medschami enthalten auch schon Basaltgerölle. In der heutigen Umgebung des Tiberiassees scheinen danach die Basalteruptionen etwas früher begonnen zu haben als bei Dschisr esch-Schughr und vielleicht auch bei Homs. Dieser Gegensatz bezieht sich aber höchstens auf die unmittelbare Umgegend des großen Grabens. Daß es im übrigen Nordsyrien auch ältere, namentlich miocäne Basaltergüsse gegeben hat, habe ich schon früher mit Bestimmtheit nachgewiesen!). Wir müssen ein bedeutendes Stück nach Süden wandern, um weitere Reste altdiluvialer Ablagerungen im Grabengebiete zu erkennen. Das ist erst wieder eine Tagereise südlich vom Ende des Toten Meeres der Fall in der Umgegend der Kara- wanenstation et-Tlah. Der westliche Abfall des östlichen Gebirges zum Wadi el-"Arabah setzt sich hier aus einem mäch- tigen versteinerungsleeren Komplex von Kalkkonglomerat und feinem Kalk- und Feuerstein-Grus zusammen, die bei wechselndem Einfallen den kalkigen Kreideschichten diskordant auflagern. Sie bilden aber dort nicht nur einen Teil der Abhänge am Gebirgsfuß, sondern erscheinen auch in größeren Schollen aus steilaufgerichteten Schichten in der ‘Arabahsenke selbst, also ähnlich wie die Konglomerate am Orontes in der Bekä’a am Dschisr el-Hörmül. Das Süßwasserpliocän und älteste Diluvium (Dil. I) Ägyptens. Auch in Ägypten ist Süßwasserpliocän vorhanden. Im Süden der Oase Siuah gibt v. Zırren löchrige Kalke in großer Verbreitung an, die von Schneckenschalen: Hydrobien, Physa, Limnaeus und Planorbis herrühren, dann auch Quarzitsandstein und Süßwasserquarz. v. ZıtteL bezeichnet diese Schichten, die dort dem marinen Grobkalk auflagern, als Obermiocän. Die löcherigen Schneckenkalke erinnern aber an die pliocänen ) Grundzüge der Geologie und phys. Geogr. von Nordsyrien, Berlin 1891. : nr : > 442 von Melhamije, worauf ich hier wenigstens aufmerksam machen möchte. Kalkbänke mit Hydrobien, Bythinia, Cerithien, Melanien und einer Ostracode Üytheridea spielen übrigens auch im Wadi Natrün am Gart Muluk und bei Beni Salameh eine gewisse Rolle. Sie bilden dort einen Teil der wechselvollen fluvio- marinen, d. h. bald marinen, bald fluviatilen oder lakustren Schichtenreihe des Pliocäns. Altdiluvium (I) mit Melanopsiden!) und Viviparen, meine „Melanopsisstufe“, wurde von mir im Niltal bei Cairo (hier in brackischer Astuarien-Facies) und an der Mündung des Sanür und Wadi Rajäde nachgewiesen. Bei Cairo wie am Fig. 4. Profildes Diluvinm und Tertiärs östlich von Gabal en-Nür (rechtes Nilufer) 2). DII = Diluviale Hauptterrasse. DJ — Melanopsisstufe. P = Ma- rines Pliocän.. &% — Eoecän. - Sanür folgt diese Formation der marinen Cucullatastufe, ist stets horizontal gelagert und nach oben gewöhnlich ziemlich konkordant und untrennbar eng mit den nächstjüngeren Diluvial- schottern (Diluvium II) zu einer ungewöhnlich mächtigen Haupt- terrasse (Diluvium I + II) verbunden (Fig. 4). Hier liegen also die Verhältnisse anders wie in Palästina, wo wir die beiden älteren Diluvialschotter durch ihre verschiedene La- gerung scharf von einander getrennt sahen. Die tektonischen Störungen gegen Ende der Melanopsisstufe, welche in ganz Syrien diese Diskordanz zwischen der ersten und zweiten dilu- vialen Schotteranhäufung verursachten, fehlen eben in Ägypten. Hier fielen die letzten erheblichen Dislokationen teils dem Beginn des Pliocäns oder der Oucullatastufe, teils dem Ende ) Wie in Palästina die Viviparen sich nur auf den einen Horizont meines ältesten Diluviums beschränken und in der Jetztzeit fehlen, so gilt das gleiche in Agypten für die sonst im ‘ganzen Mittelmeergebiet so verbreitete Gattung Nelanopsis. ?) Vergl. diese Zeitschr. Bd. 53, 1901, 8. 373. 443 desselben oder dem Beginn der Melanopsisstufe zu. Dadurch ist der ganze Gegensatz in der Ausbildung dieser terrestren Ablagerungen in Agypten und Syrien erklärt. Das eigentliche Süßwasserdiluvium (II—IV). (Die mutmaßlichen Äquivalente der Mindel- und späteren Eiszeiten Europas.) Bei der geringen Entfernung zwischen Jordantal und unterem Niltal ist a priori anzunehmen, daß gewisse Beziehungen in der Ausbildung gerade der Diluvialablagerungen beider Flußtäler und ihrer Seitentäler existieren, daß eine Gliederung derselben, die für das eine Tal Geltung hat, auch auf das andere in den Hauptzügen Anwendung finde. Denn eine Gliederung fluvia- tiler oder lakustrer Schichtenkomplexe hängt zumeist mit Klima- änderungen zusammen, die bei zwei so nahe liegenden Gebieten nicht wesentlich verschieden gewesen sein können. Meine eigene Auffassung der Diluvialablagerungen des Nil- tals, die ich während meiner ersten Studien im Niltal 1897 bis 1899 und 1902 gewonnen hatte, stand nun aber durchaus nicht im Einklang mit den früher, 1896!) von mir vertretenen Ansichten zur Geschichte des Jordantals in der Quartär- periode. Eine nochmalige genaue Nachprüfung und Vergleich des Diluviums an beiden Plätzen erschien daher wünschenswert. Eine mit Unterstützung der Königlichen Preuß. Akademie der Wissenschaften unternommene Reise nach Ägypten im Jahre 1906, bei der ich das Niltal und seine Wadis an zahlreichen Plätzen vom Delta bis Assuan studierte, brachte zunächst als Resultat eine Revision meiner An- schauungen auch über die Geschichte des Niltals und seiner Wadis während der @Quartärperiode. Im Jahre 1908 bei der großen Hamidije-Expedition konnte ich endlich in gewünschter Weise auch dem Diluvium des Jordantals meine volle Aufmerk- samkeit zuwenden und über dasselbe eine richtige Anschauung ge- winnen, die nun mit meiner neusten bezüglich Ägyptens sich inden wesentlichen Punkten in Einklang befindet. Die Diluvialablagerungen im Niltal und den Wadis Ägyptens. Bei den Diluvialablagerungen im Niltalgraben haben wir zu unterscheiden zwischen einer peripherischen Rand- ') Entstehung und Geschichte des Toten Meeres Zeitschr. d. Deutsch. Palästina-Vereins. 444 oder Wadifacies, d. h. den hier ungewöhnlich mächtigen Deltaaufschüttungen der Seitentäler oder Wadis, und der zentralen Facies des Nilstroms. Beide lassen sich ziemlich scharf auf einer geologischen Spezialkarte, z. B. der Gegend von Theben oder am Wadi Sanür südlich Beni Su&f usw., durch Linien voneinander trennen. Die Wadifacies besteht aus Schottermassen (Breccien, Konglomeraten und Kiesen) aus den Gesteinen der Arabischen und Libyschen Wüste, d. h. wesentlich Kalken, Mergel, Dolomit, Kieselkalk, Hornstein und Feuerstein des Eocäns, die nach dem Haupttal zu feiner werden und durch Einschaltung auch gips- führenden Mergeln und eigentümlichen Süßwasserkalken (letztere bei Theben) Platz machen. Demgegenüber setzt sich die in der näheren Umgegend der heutigen Nilkulturebene herrschende Nilfacies aus drei ganz charakteristischen, niemals zu verkennenden Gebilden zusammen: 1. kleineren Geröllen aus Nubischem Sandstein, Granit, Syenit, Porphyren verschiedenster Art, Diorit, Quarz, Achat, grünem Schiefer, Gneis, Epidotfels usw., kurz solchen Gesteinen, die sich nur im oberen Nilgebiet anstehend vorfinden. (Das Wadi @eneh macht eine Ausnahme, indem es, aus dem Gebirge am Roten Meere kommend, ebenfalls derartige alte krystallinische Ge- steinsarten führt, also eine Rolle ähnlich dem Niltal selbst spielt.) 2. bunten Spatsanden vorherrschend rötlich gelb, aus (Quarz, Feldspat, Hornblende, Magneteisen und Glimmer. 3. Nilschlamm. Selbstverständlich trifft man innerhalb der Nilfacies auch eingeschwemmte Trümmer der Rand- oder Wadifacies, aber nicht umgekehrt. Auf Grund dieser charakteristischen Nilfacies kann man nun die Spuren des Nils in der Vergangenheit weit zurück ver- folgen, ja auch seines Vorgängers, des/ von mir so genannten Urnils, der von der Oligocänzeit bis ins Pliocän im W des heutigen Niltals sein Wesen trieb. Im Niltalgraben selbst, der, wie oben erwähnt, erst zu Beginn des Pliocäns wesentlich durch Einbruch, weniger durch Erosion entstand, hatte ich früher für die erste Zeit seiner Existenz nach dem Rückzug des Pliocän- meeres während des Diluviums I und II eine Reihe von großen Süßwasserseen angenommen ohne einen strömenden richtigen Nilfluß und das erste sichere Erscheinen des letzteren in das mittlere Diluvium (lIl) verschoben. Meine neuen Studien nun bewiesen mir, daß die charakteristischen Nilgerölle und Sande, ja sogar die Nilerde schon während des Unterdiluviums oder 445 Pluvials!) auftauchen, also der Nilstrom als solcher ebenso wie auch das Wadi Qeneh älter sind. Beim Verfolgen der gewaltigen Hauptterrasse am Unterlauf einer ganzen Anzahl Wadis, so vor allem des Wadi Abu Girua bei Erment, Chaui esch-Schellauit, Chaui er-Remele, Chaui ed-Döma bei Theben, Wadi Qeneh?), Wadi Sanür, ist es mir gelungen, in horizontaler Richtung aus dem Wadi durch das ganze Delta bis zu dessen Stirnrand an der Niltal- ebene in der gleichen ältesten Flußterrasse folgenden Schichten- wechsel zu beobachten: Breccien an der Grenze gegen das unter- lagernde Eocän, Konglomerat von wohlgerundeten, groben Ge- röllen, Kies, graue Mergel mit Gips oder weißen Kalk im Wechsel mit Geröllbänken, Nil- (bzw. @eneh-) Kiesel und bunten Sand, Nilerde im Wechsel mit Nilsand. Es gibt also auch schon im Unterdiluvium (I + II) eine Nilterrasse mit ty- pischen Nilablagerungen, die sich in den Schuttkegeln unmittel- bar an diejenige der Hauptterrasse der Wadis als direkte Fortsetzung nilwärts anschließt. An vielen anderen Plätzen ist freilich gerade dieser vom Nil angeschüttete Terrassenteil durch die später folgende intensive Erosion wieder vernichtet, so daß mir früher diese Beweise für das Vorhandensein einer Nil- strömung während des Unterdiluviums entgangen waren. Verfolgt man nun das Gebiet der wohlausgeprägten rand- lichen Wadifacies längs des Niltales Hußaufwärts und vergleicht diese Gebilde im ganzen nach ihrer Mächtigkeit und Verbreitung mit der zentralen Nilfacies, so wird man sich bald einer auf fälligen Erscheinung gegenübersehen. Südlich etwa vom Breiten- srade von Edfu ändert sich nämlich das Bild der Diluvial- ablagerungen, insofern die vorher so übermächtige Wadifacies mehr und mehr zurücktritt zugunsten der bald allein herr- schenden Nilfacies. Wir kommen damit zu folgenden Schlüssen. Im nördlichen größeren Teil Ägyptens scheinen die Wadis oder beiderseitigen Zuflüsse des Nils in der diluvialen Vergangenheit ungleich stärker an den Aufschüttungen beteiligt zu sein als der eigentliche Nilstrom in des Tales Mitte, der vielleicht nur durch die Zuflüsse von OÖ und W innerhalb Ägyptens Grenzen so bedeutend anschwoll und transportfähig wurde, weniger aus ") Die Unterstufe des Oberen Pluvials oder Diluviums II mit ihren vorherrschenden Schottermassen erscheint jedenfalls bestimmt rein fluviatil mit schnellströmenden reißenden Wasserfluten, während aller- dings das Untere Pluvial oder meine eigentliche Melanopsisstufe teil- weise, d.h. lokal lakustren Charakter trägt, und auf relativ ruhiges fast stehendes (? lokal aufgestautes) Seewasser hinweist, demnach auch als ‚uviolakuster bezeichnet werden kann. 2) Vergl. Branckennorn: Diese Zeitschr. 1901, S. 407. eigner Kraft durch Anwachsen in seinem heutigen tropischen (JQuellgebiet. Steht es einerseits als unzweifelhaft fest, daß die jetzt trocknen Wadis nördlich vom 25. Breitengrade während des älteren Diiuviums äußerst wasserreich waren, also hier im eigentlichen Ägypten gewaltige Niederschläge zu Boden gefallen sein müssen, so kann auf der anderen Seite ein solches erheb- liches Mehr an Niederschlägen für das Nilzuflußgebiet weiter südlich noch nicht mit solcher Sicherheit behauptet werden. Man vergleiche nur die Diluvialablagerungen und Deltaauf- schüttungen der Wadis im südlichsten Ägypten, beispielsweise des Wadi Abu Agag bei Gezire nördlich Assuan mit solchen in der Gegend von Theben, wie des Wadi Abu Girua und Uadijen, die sicher beide nicht länger sind bzw. kein größeres Zuflußgebiet aufweisen als erstgenanntes. Und doch ist am Wadi Abu Agag kaum ein besonderer Deltaschuttkegel vorhanden, während die anderen am Unterlauf eine Schotterterrassenbildung zeigen, wie man sie sich nicht besser wünschen kann. Der Schluß, den wir aus solchen Beobachtungen, die noch speziell für Nubien und den Sudan weiterer Ergänzung bedürfen, ziehen, wäre der, daß in der südlichsten Zone Ägyptens und in Nubien, also in der südlichen Hälfte des nordafrikanischen Wüstengürtels, während der Diluvialzeit kein vom heutigen so sehr erheblich abweichendes Klima geherrscht hat als in der nördlichen. Vielmehr könnten hier schon seit der Tertiärzeit dauernd trockne, den heutigen ähnliche Zustände gewesen sein. Diese hier unabhängig gewonnene Hypothese stimmt vor- trefflich zu den Beobachtungen und Annahmen einiger nord- amerikanischer Gelehrten und Pencks!) betreffend die Perma- nenz der Wüstengürtel der Erde abzüglich des Nordsaums derselben, der in Afrika Ägypten, das Atlasgebiet und die Nordsahara umfassen würde. Aber auch im eigentlichen Ägypten ist das von allen ein- sichtigen Kennern der Verhältnisse (mit alleiniger Ausnahme von Jom. WALTHER) anerkannte feuchte Klima der diluvialen Vergangenheit doch nicht von solcher Dauer gewesen wie bei uns in Europa. Das heutige Wüstenklima reicht etwas weiter in die Diluvialzeit zurück als das Klima der Jetztzeit bei uns im Norden. Ich habe schon früher?) die Ansicht ausgesprochen, daß die vorletzte Eiszeit, unsere sogenannte Haupteiszeit, in !) Die Morphologie der Wüsten. Vortrag, gehalten auf dem XVII. Deutschen Geographentag zu Lübeck. Zeitschr. d. Ges. f. Erdkunde. Berlin 1909, N. 7, S. 454. ?2) Die Geschichte des Nilstroms in der Tertiär- und Quartärperiode. Zeitschr. d. Ges. für Erdk. Berlin 1902, 37, S. 120. 44N Ägypten klimatisch viel weniger scharf als die erste diluviale Eiszeit, immerhin aber doch noch zum Ausdruck komme, die letzte diluviale Eiszeit aber in Ägypten kaum noch in ihren Wirkungen von der Alluvialzeit im engeren Sinne unterschieden ist. Mit andern Worten: seit dem Einde der vorletzten Eiszeit sing das Klima bereits ohne weitere Oszillation in das heutige Wüstenklima über. Um das zu begründen, bedarf es eines Eingehens auf die Gliederung der Diluvialablagerungen Ägyptens. Da ich seit 1906 eine größere monographische Darstellung der „Plioeän- und Diluvialbildungen des ägyptischen Niltals und seiner Wadi“ in Vorbereitung habe'!). die auf diese Dinge in er- schöpfender Weise eingehen wird und baldigst veröffentlicht werden soll, will ich mich in dieser Beziehung hier kurz fassen. In Ägypten wie auch in Palästina gibt es nur 2 selbständige Perioden der Akkumulation von Schottermassen in Form von Terrassen und Deltas. Die erste umfaßt den weiten Zeitraum meines Diluviums I und Il zusammen, d. h. der ersten und zweiten von den 4 Eiszeiten Europas, der Günz- und Mindeleis- zeiten PENcKs. Dieser ersten größten und wichtigsten Nieder- schlagsperiode können wir am besten den kurzen Namen Plu- vialzeit beilegen und ihren terrassenartigen Schotteranhäufungen den der Pluvialterrasse. In den Alpen entspräche sie den Deckenschottern, in Nordwestdeutschland am Rhein wahr- scheinlich der Hauptterrasse der Täler. Die Höhe dieser Terrasse an ihrem Innenrande über dem nächstgelegenen Teil der Wadisohlen schwankt zwischen 10 und 70m, hält sich aber in der Regel zwischen 30 und 60 m. An der Peripherie der Deltas nimmt die Höhe der Terrasse naturgemäß ab, und zwar teils allmählich, teils stufenförmig. Es bildeten sich dort infolge nachträglicher Erosion, welche die obersten Lagen bis zu irgend einer widerstandsfähigen, nun als Decke dienenden Konglomerat- oder Geröllschicht entblößte, sogenannte Erosions- oder Übergangsterrassen, die keinen selbständigen Charakter tragen, da ihnen jede spätere Akkumulation fehlt. Im Gegensatz zu meinen Ausführungen in dieser Zeitschr. 1901, S. 434—436 fasse ich jetzt einen Teil der früher zur mitteldiluvialen sogenannten Hochterrasse (dm) gerechneten Plateaubildungen zur unterdiluvialen Pluvialterrasse, dagegen manche Stellen meiner ehemaligen Niederterrasse (do) als Mittel- terrasse (dm). Das gilt besonders für die hervorragend aus- I) Dieselbe soll in Cairo seitens des Ägyptischen Survey Departe- ment bezw. der Geological Survey of Egypt herausgegeben werden. gebildeten Terrassen am Südufer des unteren Wadi Sanür, wonach meine Profile a. a. O. S. 370, 373, 455 und 436 Fig, 17, 19 und 26—28 nach Art der nntenstehenden Abbildungen Fig. 5—6 zu verbessern sind. Die mitteldiluviale Terrasse (des Diluviums III), meiner Auffassung nach das Aquivalent der dritten oder Rißeiszeit, welche wir besser anstatt „Hochterrasse“* als Mittelterasse bezeichnen können, nimmt niemals die höheren Plateaus oder Stufen am Ufer eines Wadi ein, sondern erscheint immer nur Fig. 5. Fig. 6. (uerprofil durch das Wadi Sanür vor seiner Mündung. “4 = Thalsohle, Niederterrasse, Dıluvium IV. D//I = Mittelterrasse, Diluviam Ill. DJ/J/ = Hauptterrasse, oberes Pluvial, Diluvium II. DI = Melanopsisstufe, Diluvium I, (Gipsmergel mit Melanopsis). P = Marines Pliocän mit Ostrea cucullata, Pecten benedictus. E — Eocän. als vermittelndes, freilich selbständiges Übergangsglied zwischen der Decken- oder Pluvialterrasse und der Sohle des Wadis. Oft genug fehlt gerade die Mittelterrasse ganz. : Die trockne Talsohle der Wadi stellt in Ägypten die eigentliche (oberdiluviale) Niederterrasse dar. Eine weitere Gliederung unserer Pluvialbildungen, die auf eine Unterbrechung dieser mächtigen Schotter - Anhäufungen durch eine trockne Periode, eine Trockenlegung unter vorüber- gchendem Wüstenklima schließen läßt, ist mir in Ägypten bis- her deutlich nur auf der rechten Nilseite an mehreren Plätzen 449 gelungen, so namentlich in der Abbassije-Ebene bei Cairo nach den Profilen der dortigen tiefen Kiesgruben, am Wadi Urag (Fig. 7) und in re. Profilen der Umgegend des Wadi Sanür (vergl. Fig 4 und 6), wo die Minen in ihrer Aus- bildung eich von derjenigen des Diluviums II abweicht und diskordant überlagert wird. Diese Verhältnisse will ich aber hier nicht im einzelnen besprechen. Im übrigen Niltal wird eine durchgreifende entsprechende Gliederung erschwert, indem konkordante horizontale Lagerung von unten bis oben, d.h. von der Melanopsisstufe (G-Eiszeit) bis zu den obersten Deckenschottern (der M-Eiszeit), vorherrscht. Dieser langen und wohlausgeprägten Periode intensiver Niederschläge, die während des zweiten Diluvialabschnitts Fig. 7. Diskordante Auflagerung des oberen Pluvials D// (Schotter und Sande) auf dem unteren Pluvial oder der Melanopsisstufe am Wadi Urag. (Dil. II = M-Eiszeit) ihren Höhepunkt erreichte, folgte nun — das geht theoretisch aus allen Untersuchungen an zahllosen Plätzen hervor — eine recht lange Periode ganz intensiv wir- kender Erosion ohne Akkumulation, d. h. eine Trockenperiode unter einem etwa dem heutigen entsprechenden Klima. Erst nach dieser langen Zwischenzeit, die sicher einer sroßen Interglazialperiode Europas parallel geht, nämlich dem Günz-Mindel-Interglazial im Sinne von PEnck-BrÜCKNER, kam eine nochmalige Periode relativ vorherrschender Akkumulation unter zunehmenden Niederschlägen im Gebiet der ägyptischen Wadis. Damals wurde eine neue, die Mittelterrasse, aufgebaut, die aber nur etwa !/, der relativen Höhe der Pluvialterrasse erreicht und sich derselben am Fuße selbständig anlagert. Wir können sie nach ihrem bekanntesten und augenfälligsten Vor- kommen auch als die Qurna-Terrasse bezeichnen, da dieser Ort gegenüber Karnak auf ihr liegt!) Auch in dieser Terrasse gibt !) Vergl. G. Schweiseurtn: Karte der westlichen Umgebung von Luksor und Karnak (Theben), 1909, Verl. von Dierr. Reimer, Berlin, und Skizze des Gebirges bei Theben in Zeitschr. d. Ges. f. Erdkunde Berlin 1902, Taf. 11. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 29 450 es eine Wadifacies und eine Nilfacies, und die topographische Grenzlinie, welche beide nach ihrer Verbreitung in der Pluvialterrasse scheidet, gilt ungefähr auch für die Mittel- terrasse. Da die Entstehung der letzteren auf ein relativ wenig feuchteres Klima zurückzuführen ist, und seit dessen Ende bis heute ununterbrochen Trockenheit herrscht, können wir die Zweit der Mittelterrasse wohl als eine bloße Unterbrechung der heutigen Trockenperiode durch eine vorübergehende Episode bezeichnen und so das Wüstenklima schließlich bis zum Ende des Pluvials zurückdatieren. Insofern hatte also J. WALTHER wohl recht, von einer längeren Dauer des heutigen Wüsten- klimas zu sprechen; aber WALIHER ging in seiner Hypothese der Permanenz desselben zu weit, indem er auch das ganze so hoch- bedeutsame Pluvial leugnete. Von einer solchen Dauer des Wüsten- klimas bis in die Tertiärperiode hinein kann gar keine Rede sein. Es bleibt nun noch übrig, mit einigen Worten der Leit- fossilien innerhalb des ägyptischen Diluviums zu gedenken, die für die relative Altersbestimmung wichtig sind. Leider ist es damit, was tierische Reste betrifft, recht schlecht bestellt. Die unterst diluviale Melanopsisstufe sehen wir noch durch ausgestorbene Formen der Gattung Melanopsis (MT. aegyptiaca) und \ivipara (Martensi) charakterisiert, doch sind diese leider nur auf wenige Fundplätze des rechten Nilufers von Cairo südlich bis zum Wadi Rajade beschränkt. Im höheren Diluvium III kennen wir nur die heute nicht mehr in Ägypten lebende Unio Schweinfurthi Marr., als bemerkenswertes Leitfossil ziemlich ver- breitet, aber leider nicht auf diese Terrasse allein beschränkt, sondern nochbis ins ältere Alluvium (neolithische Periode)reichend. Um so wichtiger wird der Ersatz durch die menschlichen Artefakte. Speziell die Mittel- oder @urnaterrasse liefert in ihren Geröllbänken besonders der ganzen Gegend von Theben eine Fülle von prächtigen und zweifellosen menschlichen Artefakten. Von General Pırr Rıver an bis auf G. SCcHWEINFURTH und mich haben viele archäologisch, prähistorisch und geologisch gebildete Forscher in den 3—5 m- über der Talsohle sich erhebenden Wänden der Terrasse von Qurna und andern Plätzen derartige Artefakte aus dem Innern des Konglomerats herausgezogen und gemeißelt. Kaum einer dieser Forscher zweifelt heute noch an dem „antiquarischen Wert“ dieser Objekte. Die wichtigsten Formen derselben sind die großen noch etwas einförmigen, halbfertigen Fäustel oder Handschläger aus ovoiden Knollen, die man als die unmittelbaren Vorläufer der Chellesbeile oder Coups de poing chellecens bezeichnet. Sie zeigen grobe Abspleißungen auf allen Seiten oder auf der Hälfte oder einer Seite mit Aussparung einer als Handhabe dienenden ganz ge- lassenen Knollenbasis (daher coup de poing a talon genannt) und streben bereits die spitze und flache Mandelform an. Jedes einzelne dieser Stücke, wovon ich selbst während meines längeren Aufenthaltes in Theben eine erkleckliche Anzahl aus anstehendem Gebirge herauspräpariert habe, zeigt die un- verkennbare künstliche Bearbeitung. Andererseits fehlen in diesen Schottern die echten typischen vollendeten Coups de poing chelleens und acheuleens, obwohl diese Leitformen der Chelles- und Acheul-Periode häufig genug auf den feuerstein- reichen Hochplateaus hinter Theben und speziell im Fluß- gebiet der Uadijen, denen die Qurnaterrasse ihre Entstehung verdankt, an der Oberfläche lose herumliegen. Daraus geht mit Evidenz hervor, daß der Öhelles- und Acheul-Mensch zur Zeit der Aufschüttung dieser Terrasse noch nicht lebte, sondern srade deren Vorgänger, die das Palaeolithicum erst einleiteten. Diese Vorstufe desPalaeolithicums, die Übergangszeit des Eolithicums zum helles, bezeichnet man nach Ruror als Strepyien. Dieselbe muß also hier sicher mit der nieder- schlagsreichen Periode der Mittelterrasse zeitlich zusammenfallen. Zur weiteren Altersbestimmung bedarf es eines Vergleichs mit den Ergebnissen der paläolithischen Forschungen in Europa. Uns interessiert insbesondere die Frage, wie werden in Europa die verschiedenen menschlichen Kulturstadien, Industrien oder Arbeitsweisen in die verschiedenen Eis- und Zwischeneiszeiten am richtigsten eingereiht. Daß auf dem vom Klima vergleichs- weise begünstigten Boden Ägyptens, der uns als einer der wichtigsten Ausgangspunkte der menschlichen Kultur überhaupt bekannt ist, und der durch seinen Feuersteinreichtum gerade die Steinindustrie so begünstigte, der Mensch der Steinzeit in seiner Entwicklung hinter dem Europäer weit zurückgeblieben war, d.h. daß in unserem speziellen Falle der Strepyienmensch dort um eine ganze Eis- und Interglazialperiode später als z. B. in Belgien auftrat, das wird wohl niemand im Ernst glauben. liher wäre das Gegenteil, daß er dort früher erschienen sei, denkbar. Nehmen wir also einmal an, daß die kulturelle Entwicklung des diluvialen Menschen auf Ägyptens klassischem Boden einen zeitlich parallelen Verlauf genommen hätte wie in Europa. Hier bei uns aber setzen wir jetzt nach den Ergebnissen der allerneuesten Forschungen!) den Beginn des Palaeolithicums, ') Nur Pexek und Ruror verlegen das Chelleen noch weiter zurück in 2 d.h. das Chelleen und Acheuleen, in das Ende des vorletzten Glazials und ins letzte Interglazial, das Mousterien in den Schluß des letzten Interglazials, das Aurignacien und Solutreen in das letzte Glazial, das Magdalenien in das Postglazial. Das Prechelleen oder Strepyien würde dann, gerade in das vorletzte Glazial oder die Rißeiszeit, besonders. gegen dessen Anfang zu liegen kommen. So kann es sich also bei der Mittelterrasse von Qurna usw., deren Bildung wir einer feuchten, einem Glazial isochronen Periode zuschreiben, nur um das vorletzte oder Rißglazial handeln, aber sicher nicht um das letzte W-Glazial, wie man vom rein geologischen Stand- punkt aus nach der Ausbildungsweise der einzelnen Terrasse allenfalls schließen könnte. Es folgt aus allem, daß das vor- letzte Glazial in Ägypten klimatisch viel weniger intensiv aus- geprägt war als das vorhergegangene eigentliche Pluvial gleich- zeitig mit der .Mindeleiszeit. Dieses Pluvial aber müßte in anthropologischer Beziehung schon der großen eolithischen Periode, d.h. dem Reutelien und Prestien, zeitlich entsprechen und könnte in seinen Schottern Manufakte des eolithischen Menschen oder Eolithe enthalten. Das ist nun tatsächlich der Fall. Viele, wenn auch nicht alle der von SCHWEINFURTH, v. LUSCHAN und mir diesen Pluvial- schichten als verdächtig entnommenen Feuersteinstücke zeigen die Benutzung durch den eolithischen Menschen. Ein näheres Eingehen auf diese letzten Verhältnisse!) würde uns aber zu weit abführen, da wir uns nunmehr endlich dem palästinensischen Diluvium zuwenden müssen, in welchem übrigens Eolithe im anstehenden Schotter leider noch nicht vorgefunden wurden. Das Binnendiluvium des Jordantals. In Palästina fällt das wichtige Ereignis des Grabeneinbruchs des Toten Meeres und Jordantals schon in das Diluvium, näm- lich an die Wende des ersten (G-Eiszeit) und zweiten (M-Eis- das vorletzte M.-R. Interglazial. Gerade in dieser Beziehung vermag ich aber genannten beiden Forschern nicht zu folgen, sondern halte den Standpunkt von Morrıtver, S. Mürter, BouLe, BREUIL, ÖBERMAIER, R. R. Scumipr, WıEsErs, Koken u. a. für den richtigeren. I) Nur eine nähere Beschreibung einzelner: Vorkommnisse würde hier die etwaigen, z. T. gewiß berechtigten Zweifel beheben können. Mir genügt es vorläufig, durch die unverkennbaren Strepyienartefakte als Leitformen das genaue Alter der Mittelterrasse als strepyien und (nach dem Vergleich mit Europa) entsprechend der Rißeiszeit nach- gewiesen zu haben, was in geologischer Beziehung von wesentlicher, auch allgemeiner Bedeutung ist. 453 zeit) altdiluvialen Abschnitts. Die Ablagerungen des ältesten Diluviums (I) wurden durch Schollenbewegungen noch beträchlich in ihrer Lage verschoben und vielorts aufgerichtet. Die fol- senden diluvialen Ablagerungen blieben im ganzen ungestört, im allgemeinen horizontal, wenn auch nachträglich unverkenn- bare wellenförmige Schwankungen des Geoids durch Hebung bzw. Senkung im großen die Horizontalität beeinträchtigt haben, Unter den Diluvialablagerungen in der Jordandepression fällt nun die gewaltige Pluvialterrasse des alten Jordantal- Binnensees am meisten ins Auge. Sie nimmt oberflächlich den größten Teil des Jordangrabens vom See Tiberias bis zum Toten Meer ein, zieht sich in einem Kranz um das Tote Meer hin und im Süden des letzteren vom Rand der alluvialen Sebcha wieder weit hinauf ins Wadi “Arabah, wo sie in einer Meeres- höhe von ca. 30 m nördlich unterhalb der 250 m hohen Wasser- scheide zum Roten Meere endigt. Bemerkenswert ist die un- gleiche Höhe ihres Außenrandes (auch abgesehen von den zahl- reichen lokal beschränkten Deltabildungen an den Wadimün- dungen), besonders in der Richtung der Längserstreckung N—S, was ich mir nur durch nachträgliche verschieden starke Senkungen, d.h. Änderungen des Geoids erklären kann. Am Nordende des Tiberiassees ist keine Spur dieser Terrasse zu beobachten. Sie beschränkt sich auf die südliche Hälfte oder gar das südliche Drittel, indem sie erst jenseits der Mitte des Sees auf dem östlichen Ufer unter Kalat el-Hösn langsam sichtbar wird und nach S bei Samach am Südufer bis zu 8m über dem Seeniveau (d.h. 194 m über dem Toten Meere) ansteigt. Von der Aus- mündung des Jordan an fällt das Oberflächenniveau der Terrasse namentlich in dem mittleren, vom Jordan durchströmten Teil schnell, so daß hier dieser Hauptteil des Jordantals einen nach oben geschlossenen, nach unten am Toten Meere offenen Trog bildet, der wesentlich dieser einen großen Pluvialterrasse zu- fällt. Nur die breite langgestreckte N—S-Terrasse von Beisän (98 m Meereshöhe — 294 m über dem T. M.) ist eine (höhere) dem Jordan parallel vorlaufende Terrasse für sich, aufgebaut aus mächtigen Kalksintermassen, deren Bildung von der mittlern Diluvialzeit an bis heute anhält. Bei Jericho (ca. 144 m über dem T. M.) liest der Rand des Jordantaltrogs (z. B. am Ain Sultane) noch ca. 160—164 m über dem Toten Meere, fällt aber dann vergleichsweise schnell zu letzterem ab. In der Um- gebung des nördlichen oder Hauptteils des Toten Meeres erreichen die Außenränder der Pluvialterrasse ihr Minimum. Dieser Teil stellt wieder einen besonderen, am allertiefsten eingesenkten Trog dar. Die Pluvialterrasse zeigte in Chirbet Kumrän an 454 der NW-Ecke des Sees 68 m, westlich "Ain Fescheha am Ge- birgshang nur 45—55, ebenso am Nordufer des Sees südlich Kasr Hadschla 52 m, die höchsten Plateauteile der Lisänhalbinsel 45—55 müberdem T.M. AmSüdende des Toten Meeresbeobachten wir wieder ein beträchtliches Ansteigen der höchsten Seeterrasse wie bei Jericho, der Dschebel Usdum zeigt schon 165-—-170 m, die Südumrandung der Sebcha 233—245 m. Von da geht es ins Wadi Arabah weiter empor. Bei et-Tläh mißt der Rand der Pluvialterrasse 232 m, am Ain Abu Werideh endlich 426 m über dem T. M. Ausführlichere Daten werde ich später geben. Aber schon aus diesen Zahlen müssen wir schließen, daß sich seit der Bildung dieser im ganzen einheitlichen Terrasse die Gegend im Jordantal wenigstens bis zum Südende des Tiberias- sees, noch mehr aber das Wadi Arabah von der Wasserscheide bis zum Südende des Toten Meeres relativ beträchtlich gehoben oder emporgestiegen sind, dagegen die Gegend am Toten Meere, abgesehen von dessen Südzipfel, sich noch weiter bedeutend gesenkt hat. In petrographischer Hinsicht besteht diese ausgedehnte Seeterrasse wesentlich aus gipsreichen Mergeln mit wielen Bänken aus teils kreideartig feinpulverigem, teils krystallinischem Gips, die rings an den Rändern durch eingeschwemmte Fluß- schottermassen ersetzt werden. Nur am Südende des Toten Meeres ist es teilweise anders. Hier am Dschebel Usdum, wo die Pluvialterrasse am höchsten unmittelbar aus dem See aufragt, zeigen sich die relativ ältesten Teile dieser Terrasse bloßgelegt und merkwürdigerweise in Form von mächtigem anstehenden Steinsalz, bedeckt von Gips und Salzton. Dieses Steinsalzlager muß einer wirklichen Trockenperiode seine Entstehung verdanken. Welche kann das gewesen sein?!) Sie muß ziemlich dem’ Anfang der Diluvialzeit angehören, da das Hangende des Steinsalzlagers, die obern zwei Drittel des Berges, dem obern Pluvial, der Mindeleiszeit, zu- fallen. Es kann sich demnach sehr wohl um das erste oder !) Larrer hatte das Salz des D. Usdum noch der Kreideformation zugerechnet, weil er Trümmer cretaceischer Dolomite und Feuersteine am Ostfuße vorfand, die augenscheinlich vom Gipfel herrührten, er selbst letzteren aber nicht zu erklimmen und näher zu prüfen vermochte. Herr und mir ist es gelungen, auch den Gipfel zu ersteigen und fest- zustellen, daß erstens die betreffenden Gesteine dort nur als Geröll auf sekundärer Lagerstätte liegen wie über allen Diluvialterrassen, und daß am SSW-Ende des Berges die horizontalen Schichten von Gips, Ton, Mergel ununterbrochen mit denjenigen der randlichen breiten Diluvialterrasse des Plateau Am’az zusammenhängen, demnach von gleichem Alter sein müssen. 455 Günz-Mindel-Interglazial handeln. In Ägypten erhielten wir von ihrer Existenz einen Anhalt unter anderem in dem Dilu- vialprofil von Abassije bei Cairo. Dort wiesen die typische Wüstenverwitterung und auffällige Lackpolitur der Hornstein- serölle einer Kiesbank inmitten eines mächtigen sonst vor- herrschend aus Flußsand bestehenden Schichtenkomplexes und das Vorkommen von schönen Eolithen auf eine längere Trocken- legung des Flußbettes unter Wüstenklima hin. In Palästina zeigt sich die Wirkung desselben Klimas in der Versalzung und KEintrocknung des noch ganz jugendlichen Binnensees, des ältesten Toten Meeres, der in der folgenden eigentlichen Pluvialperiode, dem Diluvium II, wieder anschwoll und dann erst seinen höchsten Stand erreichte. Die älteste Geschichte dieses Sees bis zu seiner ersten Eintrocknung stellt sich uns jetzt folgendermaßen dar. Sie gehtin ihren letzten Anfängen, wie wir schon sahen, zurück bis ins Pliocän. Schon damals muß wenigstens an Stelle des heutigen Tiberiassees eine wenn auch flache Depression bestan- den haben, in der sich die von Hydrobien usw. bevölkerten Gewässer ansammelten und die Oolithkalke zum Absatz kamen. Dann folgte mit dem Diluvium I die erste niederschlagsreiche Episode der Konglomeräte mit Melanopsiden und Viviparen, deren Spuren wir außer am mittleren Jordan auch im Wadi Arabah erkennen konnten. Sie war noch nicht zu Ende, als die große Katastrophe eintrat, die alle Verhältnisse umkehrte, große Spalten aufriß, an denen die Gebirgsschollen sich verschoben, und in dem ungleichmäßigen Einbruch der großen Arabah- Jordansenke gipfelte, wodurch ein großes abflußloses trogartiges Längstal geschaffen wurde. Damit erst waren die rechten Be- dingungen zur Existenz eines großen abflußlosen Binnensees ge- geben, in den die meteorologischen Gewässer der Umgegend ihr naturgemäßes Sammelbecken fanden. Im direkten Anschluß an diese Erdrevolution ergossen sich aus den eben aufgerissenen Spalten nicht sowohl vulkanische Basaltlaven, als beson- ders Thermen, wie sie auch heute noch die Umgebung des Toten Meeres auszeichnen. Damals hatten die Thermen wohl bedeutendere Wasserfülle und, da sie aus größeren Tiefen kamen, auch höhere Temperatur und konnten demgemäß auch mehr mineralische Salze in Lösung enthalten als heute, wobei ihr reicher Gas- und Salzgehalt selbst wieder ihre Fähigkeit, die durchflossenen Gesteine des salzreichen Kreidegebirges zu zersetzen, erhöhte. Durch solche Umstände begünstigt, mußte das älteste Tote Meer schon in seinem Jugendstadium gegen ‚Ende des Diluviums I bald eine gewisse Ausdehnung erlangen, die freilich mit derjenigen der zweiten Anschwellung im Dilu- vium II verglichen gering blieb, da nun bald eine Zwischen- periode der Trockenheit anhub und den See zum Austrocknen brachte, wodurch der Salzgehalt sich konzentrierte. An der tiefsten Stelle dieses alten Sees — das war am heutigen Süd- ende des Toten Meeres am D. Usdum, da der nördliche Teil erst durch späteren Einsturz seine heutige ungewöhnliche Tiefe erlangte — schlug sich das Steinsalz nieder. Zur Ausscheidung der leichter löslichen Kali- und Magnesiumsalze scheint es leider nicht mehr gekommen zu sein. Nach der Bildung des Steinsalzlagers setzte von neuem mit dem Diluvium II eine feuchte Periode und damit ein abermaliges Ansteigen des Seespiegels ein, bis der höchste Stand des Sees erreicht wurde. Fig. 8. Querschnitt des Kidrontales (Nahr el-Kelt) bei Jericho. H Hotel Bellevue auf der pluvialen Hauptterrasse. G@ Gärten auf der | Mittelterrasse. Die zweite lange Trockenperiode nach der Pluvialzeit charakterisiert sich wie in Ägypten als Zeit der Zerstörung und Erosion der Pluvialterrasse durch die nun einschneidenden Flüsse und Rinnsale. Der Jordan trat damals zum ersten Mal in Erscheinung und grub sich sein eigenes Tal ein, indem das Tote Meer mindestens auf seinen heutigen Stand zusammen- geschrumpft war. Dann folgte die Zeit der Mittelterrasse, die wir deutlich in vielen Tälern und Talmündungen erkennen. Am Nahr el-Kelt erscheint sie bei der Stadt Jericho (vergl. Fig. 8) ca. 7—8 m unter dem Rande der pluvialen Hauptterrasse, auf dem das Hotel Bellevue (bei + des Profils) steht, und 1!/, bis 2!/, m über dem Talgrund und trägt dort Gärten (G) und fette Wiesenweidee An der Mündung des Nahr el-Kelt in den Jordan fällt am Fahrweg von Jericho zur Badestelle der Pilger oder Mahadet Hadschla eine breite vom “Ain Hadschla be- wässerte, die Gärten des Kasr Hadschla tragende Zwischen- terrasse zwischen der Pluvialterrasse und der Jordanniederung auf. Auf ihr liegt auch dicht an ihrem Rande (45 m hoch 457 über dem Jordanwasser und 60 m über dem Toten Meere) das Johanneskloster oder sogenannte Kasr el-Jehüd, nach dem man sie bezeichnen könnte. Diese Terrasse vom Kasr Jehüd besitzt aber keinen selbständigen Charakter und verschwindet nach N wie S wieder alsbald. Sie muß als eine FErosionsterrasse der Hauptterrasse aufgefaßt werden, nur lokal innerhalb des Kelt- Deltas von den Gewässern des Nahr el-Kelt und besonders des über ihr herausquellenden ‘Ain Hadschla geschaffen. Ihr Außen- rand liegt 23,2 m unter der Randkante der Pluvialterrasse, ihr 9 m tieferer Innenrand 8—11 m über dem Außenrand der Niederterrasse. An den Ufern des Jordan (z. B. bei der Jordan- [0] | W /\ Ren 9. Profil vom rechten Ufer des Deltas des Wadi el-"Areidscheh. K = Kreidegebirge. P = Pluvialterrasse. DI! = Mittelterrasse. N = Niederterrasse.. 7M = Totes Meer. brücke) fehlt überhaupt die richtige Mittelterrasse ganz, was vielleicht mit der Regulierung seiner Gewässer durch die Sammelbecken seiner oberen Seen zusammenhängt. In ausgezeichneter Weise beobachtete ich die Mittelterrasse bei Engedi am Delta des Wadi el- Areidscheh, von dessen rechtem Ufer ich hier ein Profil.gebe (Fig. 9). An dieser Stelle kann über die selbständige postpluviale Aufschüttung dieser ganzen Terrasse kein Zweifel obwalten. Unmittelbar am Ufer des Toten Meeres läßt sich dort die gleiche Terrasse auch als Seeterrasse in 12—13 m Höhe eine Zeitlang verfolgen, und zwar nördlich von der Mündung des Wadi Sider zum Ras Mersed hin. : Besonders interessant ist die Mittelterrasse am untern Wadi Muhauwat (siehe Fig. 10), das östlich vom Dschebel Usdum aus dem Gebirge heraustritt, entwickelt, indem sie hier 458 u 1 km oder 15 Minuten oberhalb des Deltaaußenrandes in Form eines Asphaltkonglomerates (M des Profils) mit Asphalt als Bindemittel der Gerölle erscheint. Sie erhebt sich an dieser von LARTEr, TrıstrAM und mir wiederholt besuchten Stelle in einer Höhe von 8S—10 m über der Talsohle, während jäh hinter ihr die Pluvialschotter (P) (ganz ohne Asphalt) in 30—40 m hoher Steilwand aufragen und sich in gleichbleibender Höhe weithin aufwärts ziehen (Fig. 10). Schon Trısrram erkannte richtig, daß die Asphaltschotter einer relativ jungen Aufschüttung im Vergleich zum Pluvial angehören. Nach Ablagerung des letzteren muß in einer darauf- folgenden langen Trockenperiode das Tal wieder bis zu seinem Profil der Terrassen am unteren Wadi Muhauwat. NM == Mittelterasse. P = Pluvialterrasse. K == Kreide. senonen Untergrund erodiert worden sein. Als dann die neuen Schottermassen der Mittelterrasse am Fuße der Pluvialterrasse abgesetzt waren, erfolgte ein Ausbruch von mit Schwefel im- prägniertem dünnflüssigen Bitumen oder Erdöl, das die Kiese und Sande von unten her durchdrang und sich verfestigend verkittete. In einer noch späteren Erosionsperiode wurde dann das Asphaltkonglomerat wieder durchsägt, so daß die Reste jetzt an beiden Wadiufern bis zur Höhe von & m verblieben, und z. T. zum Toten Meere tortgeführt. Die Zeit des Hervor- quellens dieser „Pechbrunnen“ (vgl. die Geschichte von Sodom und Gomorrha) war demnach das Ende der Aufschüttung der Mittelterrasse vor der letzten großen Erosion der letzten dilu- vialen Trockenepoche, also etwa das Ende der Rißeiszeit noch während der ersten Hälfte des Palaeolithicums. Eine schöne Mittelterrasse von Sm Höhe beobachtete ich weiterim Wadi ‘Arabah an der SO-Ecke der Sebcha im Delta des Wadi Chanzira, und zwar auf dessen beiden Ufern, während sie sonst in der Regel nur auf einem Talufer ausgebildet erscheint. In der Diluvialzeit dürften sich auch manche vulkanische 45%) Ereignisse in der Umgegend des Jordantals vollzogen haben. Im Jarmuktal ergoß sich nach NörLinG „bald nach der Ab- lagerung der diluvialen (pluvialen) Lisanschichten“ im S des Ti- beriassees (also vielleicht zu Beginn des M-R-Interglazials) ein gewaltiger Lavastrom vom ostjordanischen Plateau herab (die Zeijatinlava), der sich an der Mündung des Jarmuktals auf der bereits trockengelegten Jordanebene ausbreitete. In der folgenden Erosionsperiode wurde dann dieser Lavastrom, der das Tal ausgefüllt hatte, wieder erodiert und darauf in dem neuentstan- denen Tale Geröllmassen abgesetzt, deren Conchylienfauna NöruinG beschrieb. Diese könnten sehr wohl unserer Mittel- terrasse entsprechen. Dann folgt noch die Eruption der Ruk- kädlava, welche das tiefergelegste Tal von neuem ganz erfüllte und auch die Geröllbänke überlagerte. Der letzten großen Erosionsperiode (vom R-W-Interglazial an) blieb dann die Zerstörung auch des letzten Lavastroms vorbehalten, dem dann der Ausbruch der Thermen im Talgrunde und Beginn der Ablagerung des Quelltuffs von el-Hammi folgte. Auch am Ostufer des Toten Meeres vollzog sich in diluvialer Zeit eine ähnliche vulkanische Eruption, welche Lavaströme in dieFurche des Wadi Zerkä Mä in bis zum Toten Meere hinab sich ergießen ließ, worauf auch dort eine bedeutende Thermentätigkeit anhub, welche die heilkräftigen Quellen von Hammam Zerkä Mä'in (? = Callirorhoe) au die noch heute mit ca. 60° C aus der Erde kommen. Ganz wie im Niltal sind auch im Jordangraben Conchylien- schalen-Funde innerhalb der jüngeren Pluvialterrasse (speziell des Diluvium II) auf wenige Plätze beschränkt, und zwar auf den äußersten Norden am See Tiberias und Süden tief im Wadi Arabah. Die so bekannt gewordene Fauna entspricht im wesentlichen der heutigen. Doch fand NörLins wie auch ich in den Geröllbänken von Samach am Tiberiassee Schalen von Ancylus (ef. fluviatilis), einer Gattung, die rezent sonst mehr für Nordeuropa charakteristisch ist. Ich selbst habe ein Ancylus- fossil aus dem mittel-oder spätdiluvialen Schlamm von el- Ankije am mittleren Orontes namhaft gemacht. Aber DAUTZENBERG erhielt A. fluwiatilis jetzt auch lebend von Afka im Libanon, so daß also doch ein Schluß auf Klimaänderung daraus nicht recht gezogen werden kann. Reich an Schnecken, speziell Melanopsiden, Melanien und Neri- tinensind die so sehr verbreiteten Quellenkalktuffe an den verschie- denen Plätzen, wienamentlich Beisän, el-Hammi, Pella, Ain Dschidi, Kasr umm Baghghik, deren Alter wohl durchweg jungdiluvial und altalluvial ist, indem sich ihre Bildung noch bis heute fortsetzt. ne Von menschlichen Artefakten haben die Diluvialablagerungen des Jordantals bisher leider nichts Sicheres geliefert, wie ich schon oben erwähnte. Wir können da also höchstens Analogie- schlüsse nach den ägyptischen Verhältnissen ziehen. Um noch einmal eine kurze gedrängte Übersicht zu geben über die hier besprochenen wechselvollen Phasen und Ereignisse in der jüngsten d. h. pliocän-quartären Vergangenheit der Länder Syrien, Palästina und Ägypten, habe ich die wichtigsten Daten in einer Tabelle (Taf. V) zusammengestellt, die hier beigefügt ist. Sarg Fi | Alduvium moin Fliocan % a Kia Ric: 11. Klimakurve des Diluviam und Alluvium Ägyptens und Palästinas. > a — Zeit!) der Einbrüche im untern Niltal und in Nordägypten. > 5b — Einbruch des Roten Meeres. > 484 bringt nahe südlich vom Kesmek Köprü die Massenkalke vor- übergehend fast bis in das Tal hinab. Vereinzelte Gänge andesitischen Gesteines durchsetzen die Schichten. An den Talwänden sieht man mehrfach hochgelegene Schotterterrassen, und weite Schuttkegel strecken sich von den Mündungen der Seitentäler ins Haupttal vor. Die Straße, welche die Höhe der Talwand nach einiger Zeit erreicht, senkt sich in den Oberlauf eines Seitentales herab und strebt in diesem Hassan Badrik zu. Die Gesteine sind hier ausschließlich Melaphyre, die z. T. allerdings ihr relativ jugendliches Alter durch glasiges Aus- sehen verraten. Die Ortschaft Hassan Badrik liegt bereits auf dien Schottern der weit sich hindehnenden völlig ebenen Jazyhane Ovasy, in deren Mitte sich das Tachma Su in einem nicht sehr tief eingeschnittenen Tale hinzieht. Inselförmig ragen dicht südlich vom Orte noch 2 Andesitkuppen aus den Schottern her- vor, und von ihrer Höhe gewahrt man zum erstenmal in OSO das Silberband des Euphrat. Eine der Kuppen wird von einem Doleritgang durchsetzt. Der Weg von Hassan Badrik bis zur alten Stadt von Malatia bietet keinerlei geologische Aufschlüsse, sondern geht immer nur auf den gleichmäßigen Schottern der Ova dahin, die stellenweise durch Lößdecken verhüllt sind. Erstjenseitsder Ruinen desalten Melitene (Eskischehir), dienoch bis vor wenigen Jahrzehnten bewohnt waren, treten unter den Schottern Kalksteine und Mergel in geneigter Lagerung hervor. Von Malatia aus unternahm ich einen Ausflug in den östlich ge- legenen Bey Dagh. Bis zum T'schiftlik Tschai folgte ich der Straße nach Charput. Sie durchquert zunächst eine Reihe NNW fallender Kalkschichten. Wo diese nördlich vom Wege unter die Schotter untertauchen, findet sich eine starke Karst- quelle. Die Kalksteine werden weiterhin unterteuft von einem grauen kleinkörnigen Konglomerat, in dem sich die Spuren eines Kohlenflözes (?) gefunden haben sollen. Am Fuß der Berge breiten sich große Schuttkegel aus, über welche die Straße hinwegführt. Man erreicht bald die Alluvialaue des Tschiftlik T'schai. Ein Hügel, der sich nahe der Straße inselartig aus der Allu- vion erhebt, besteht bereits aus zersetztem Diabas. Ich folgte nun dem Tschiftlik Tschai aufwärts und gelangte hinter dem Dorfe Kalikoi,. einen steilen Paß überschreitend, in das Quellgebiet des engen, tief eingeschnittenen Tales von Poluschere, dem ich bis zu dieser Ortschaft folgte. Bis hierher und auch weiter- hin bis zu den seit Jahrzehnten auflässigen, übrigens recht un- bedeutenden Gruben von Tepe Han besteht das ganze Gebirge aus Diabas mit phyllitischen Zwischenlagen. Man findet Diabas- mandelsteine und prächtige Variolithe, deren Kugeln bis zu 485 (/, em Durchmesser erreichen. Daneben in den Schiefern bis- weilen grellrote Hornsteinlagen. Malachitanflüge auf Klüften des Diabases zeigen, daß dieser wie so viele andre basische Eruptivgesteine kupferhaltige Sulfide als gelegentliche Aus- scheidung führt. Nicht weit von Tepe Han setzt im Gestein eine von Quarzausscheidungen begleitete Ruschel auf. Das zermalmte Gestein ist mit Krystallen von Schwefelkies und Kupferkies imprägniertt. Auf der Halde einer auflässigen Kupfergrube fand sich solches imprägniertes Gestein als Arm- erz abgeworfen. Man scheint also auf gelegentlichen An- reicherungen dieser Lagerstätte, vielleicht in der Cementations- zone, die Kupfererze abgebaut zu haben. Die Bevölkerung des Bey Dagh ist kurdisch, und ich hatte hier Gelegenheit, das charakteristische Volkstum dieses Landes, unver- fälschtdurch modern-türkische Einflüsse, zu studieren. DieKurden tragen hier noch sämtlich den an Größe einer Wassermelone gleich- kommenden bunten Turban, die 1!/, m lange Feuersteinflinte und einen Leinenkittel, dessen Ärmel in lange Zipfel endigen, welche sie geschickt bald um den Oberarm, bald um den Leib, bald um den Nacken zu verknüpfen wissen. Ich verlebte die Nächte teils im Sommerzelt der halbnomadisierenden Hirten- familien, die nur im Winter mit ihrem Vieh niedrige Erd- wohnungen beziehen, teils im Hause des Großgrundbesitzers von Kalikoi, dem das ganze Dorf untertan ist, und der mich mit meiner 7 Mann starken Begleitung gastfreundlich und mit sroßer, Förmlichkeit aufnahm. Das Innere des Hauses zu betreten, blieb dem Giaur freilich untersagt; aber auf der ge- schützten breiten Veranda, von der der Blick weithin bis zum Spiegel des Euphrat schweifte, verbrachte ich eine ruhige und durch die Heiligkeit des Gastrechtes vor jeder Gefahr ge- schützte Nacht. II. Ergebnisse der petrographischen Untersuchungen. 1. Gequetschtes kleinkörniges Konglomerat. Südlich oberhalb Ilidja bei Smyrna. Ein buntes, brecciös erscheinendes Gestein, in welchem jedoch die Längsachsen vieler Splitter parallel gestellt erscheinen. Hierdurch und durch einen deutlich feinschuppigen Bau des fast dichten Bindemittels entsteht eine deutliche Schieferung. U.d.M. gewahrt man ein buntes Gemenge von Quarz, frischem und zersetztem Feldspat und Quarzitbrocken. Das Ganze ist 486 durchzogen von kleinkörnigen limonitreichen Ruscheln. Zwischen den gröberen Körnern liegt ein feines, scharfeckiges Bindemittel aus Quarztrümern zwischen denen sich kleine Calcitnester finden. In den größeren von diesen ist der Oalcit meist stark verzwillinst. Ganz unvermittelt findet man in dem Bindemittel auch Anhäufungen, die nur aus Plagioklastrümmern bestehen. Es dürften hier zermürbte andesitische oder andere Plagioklas- gesteine vorliegen. Epidotkörnchen sind überall reichlich ein- gestäubt. Die größeren Quarzkörner zeigen nur ausnahmsweise undulöse Auslöschung, ein Beweis für die geringe „oberfläch- liche“ Druckwirkung, die das Gestein betroffen hat. 2. Grauwacke. Aus den Schiefern beim Bergwerk Kimituria. Ein feinkörniges, im großen grau, im kleinen bunt er- scheinendes Gestein. U. d. M. gewahrt man in feinschuppiger Grundmasse scharfeckige Körner von Quarz und Orthoklas. Der erstere löscht oft etwas undulös aus und zeigt nicht selten feine, zu Reihen angeordnete Flüssigkeitseinschlüsse.. Die Grundmasse ist deutlich feinschuppig, und nicht selten scheinen die feinen Sericitschüppchen normal zum Rande der größeren Gerölle angeordnet zu sein. Hier und da findet sich ein gröberer Muscovitfetzen, der wohl ursprünglich dem Arkose- sandstein schon angehört hat, aus dem das Gestein hervor- gegangen sein dürfte. 3. Biotitandesit. Höhen westlich vom Dorfe Gümüldur. Ein graurotes, mattes Porphyrgestein mit teils glasigen, teils matten Feldspateinsprenglingen. U. d. M. gewahrt man eine glasige, nur wenig felsitisch getrübte Grundmasse, in. der Plagioklaseinsprenglinge einzeln oder auch zu 2 oder 3 in Gruppen vereinigt liegen. Bisweilen sind sie stark von Ein- schlüssen der Grundmasse durchwachsen, wobei die Grund- masseneinstülpungen oft die Form negativer Krystalle annehmen. Der Feldspat ist ein ziemlich saurer Labradorit mit ca. 200 maximaler Auslöschung symmetrischer Längsschnitte. In den Zwillingen, die i. a. dem Albitgesetz folgen, gewahrt man auch vereinzelte quergestellte Periklinlamellen nach dem Periklin- gesetz. Als weitere mikroporphyrische Einsprenglinge kommen sehr dunkle, stark pleochroitische Biotite vor (olivbraun, fast 487 schwarz.) Nicht selten findet man an ihnen prächtige Resorp- tionserscheinungen. Derartige buchtig umgrenzte Biotite sind stets von einem Saum feiner Magnetitkörnchen umgeben. 4. Glasiger, kaolinisierter Trachyt. Beim Calcinierofen des Bergwerkes Kimituria. Ein schneeig weißes, mattes, feinkörniges Gestein. Einzelne polygonale Flecke, die aus reinem Kaolin bestehen, zeigen das ehemalige Vorhandensein von porphyrischen Feldspäten an. U. d. M. gewahrt man, daß die Hauptmasse des Gesteines trotz der starken Kaolinisierung noch aus unzersetztem Glas besteht, wenn auch freilich die Glasmasse durch Entglasungs- produkte stark getrübt ist. Auch einige kleine Feldspäte der Grundmasse sind noch unzersetzt und erweisen sich als Orthoklas, z. T. in Form von Karlsbader Zwillingen. Die großen Feldspäte sind meist völlig getrübt. Stellenweise findet man Partien, die vollkommen von Eisenoxydhydratstaub erfüllt sind. Diese Stellen haben oft einen lang-rechteckigen Querschnitt und sind demnach als Pseudomorphosen von Erz nach einem femischen Gemengteil (wahrscheinlich wohl nach Biotit) aufzufassen. Hier und da findet man mikroskopisch kleine, mit Quarz erfüllte Geoden. 5. Trachytglas. Unweit westlich von Develikoi. Ein schwarzes, muschlig bis bröcklig zerspringendes Glas mit einzelnen farblosen Feldspäten. U. d. M. erscheint das Glas hellbraun. Es ist durchzogen von einem engen Netz feiner Sprünge, längs deren es auf einige # entfärbt ist. Es liegen darin vereinzelte Orthoklase und auch einige Plagioklase. Letztere erweisen sich als saurer Labradorit. Außerdem fanden sich in dem Schliff ein Augitquerschnitt und ein dunkeibrauner Längsschnitt von basaltischer Hornblende. Die 300fache Ver- größerung enthüllt noch viele kleine Augitmikrolithen, die offenbar infolge von Fluktuation zu parallelen Zügen angeordnet sind. Außerdem erkennt man drei- bis fünf-strahlige Gruppen gebogener Trichite, Apatitsäulchen, schlanke, leistenförmige Feldspatmikrolithen sowie kleine meist mit zarten Limonitflecken belegte Gasbläschen. 6. Biotitandesit. Baumaterial in Smyrna. Ein rötlichweißes mattes Gestein mit vielen dunkelroten scharfeckigen Einschlüssen, deutlich fluidal; hier und da blitzt we ein glasiger Feldspat auf. U. d. M. gewahrt man eine fein- körnige, felsitische oder getrübt glasige Grundmasse, in welcher unregelmäßig gewachsene Plagioklase und sehr vereinzelte Biotite liegen, deren Pleochroismus sich zwischen sehr blaß- braun und nelkenbraun bewegt. Auch Kieskrystalle und ver- einzelte Plagioklase kommen vor. Ein Teil des Gesteines besteht nur aus Grundmasse, und diese ist teils deutlich fluidal, indem opake und durchsichtige Teile in Schlieren wechseln, teils ist sie eigentümlich scherbenartig, indem zerbrochene Splitter eines zuerst erstarrten Glases wie die Eisschollen eines aufgebrochenen Flusses in einem jüngeren, weniger getrübten Glas eingebettet liegen. Die Scherben haben z. T. konkavbogenförmige Umgrenzung, und wenn das Glas der Brocken sowohl als der Kittmasse völlig entglast wäre, würde man das Ganze sicher für einen Aschentuff mit zersetzten Glasfetzen halten. 7. Biotitführender Augitandesit. Smyrna. Ein dunkelgraues Gestein, das mit der Lupe in glasiger Grundmasse dicht gedrängte durchsichtige Feldspäte, grünlich- schwarze Augite und schwarze Biotite erkennen läßt. U.d.M. zeigen sich in schwachfluidaler Grundmasse Augite, Biotite und Plagioklase. Die Augite sind meist randlich korrodiert und dann von einem feinen Kranz kleiner Erzkörnchen umgeben. Sehr häufig findet man Zwillinge nach 100. Die Biotite sind hell- oliv bis tiefrotbraun pleochroitisch, die Plagioklase (Andesin mit bis 18° steigender symmetrischer Auslöschung der Zwillings- lamellen) sind reich an Glaseinschlüssen, zumeist mit kleinen Libellen. Diese Einschlüsse haben teils Schlauchform, teils die Form negativer Krystalle. Stets sind die Feldspäte etwas zonar gebaut, und zwar so, daß feine Lagen basischerer und saurerer Feldspatsubstanz ohne scharfe Grenze und in mehr- fachem Wechsel einander umhüllen. | 8. Augitreicher Leucittephrit. Smyrna. lin mattgraues Gestein mit glänzend schwarzen, hanfkorn- bis erbsengroßen Augiteinsprenglingen. Die feinkörnige Grund- masse besteht aus wirrem Filz automorpher Plagioklasleistchen mit zwischengestreuten Augit- und Leucitkryställchen. Letztere haben meist keine kranzförmig angeordneten Einschlüsse, aber 489 lassen unter + Nicols eine Felderteilung durch Viellingsbildung erkennen. Die großen, sehr zahlreichen Augiteinsprenglinge sind im Schliff ganz hellgraubraun. Oft besteht zwischen Kern und Schale eine Differenz der Auslöschungsschiefe bis zu 5°. Bisweilen zeigt der Kern deutliche Sanduhrstruktur; meist ist er unregelmäßig rundlich, die Schale zeigt oft einen mehrmaligen Wechsel verschieden schief auslöschender Zonen. Zwillings- bildung tritt sehr zurück. Schlauchige Glaseinschlüsse im Augit sind häufig. Magnetit in scharfen Krystallen durchstäubt das ganze Gestein. 9. Arkose. ‘ Aus dem Tscham Dagh bei Adabasar. Es wurde eine Anzahl Proben aus verschiedenen Teilen des Gebirges untersucht. Sie sind sämtlich feinkörnig, graurot und mehr oder weniger verkieselt. Die Feldspatkörner des Gesteins sind meist kaolinisiert, nur in einigen Proben gewahrt man spiegelnde Spaltflächen. Derartige Gesteine sehen dann oft recht porphyrartig aus. U. d. M. erscheinen sie alle brecciös. Das Bindemittel ist meist kryptokrystallin schuppig, nur selten besteht es aus neugebildeten, stark verzahnten Quarz- individuen. Fast alle Geröllchen sind von einer schmutzig- braunen Limonitkruste umgeben. Man findet neben Körnern von Quarz, Orthoklas und Plagioklas auch Brocken eines festen Quarzites, Felsit mit unregelmäßigen resorbierten (Quarzein- sprenglingen, fluidale Plagioklasgesteine und Brocken von Mikropegmatit. Die Quarze sind z. T. stark zerpreßt, zeigen Parkettstruktur und machen sich schon im Handstück durch trübe bläuliche Färbung kenntlich. Verbreitet sind geringe Neubildungen und das Bestreben eckiger Bruchstücke, zu ganzen Krystallen wieder auszuheilen. Man findet sowohl Plagioklase als Quarze, an welche sichtlich sekundär nach Maßgabe des bestehenden Raumes kleine Zwickel gleicher Substanz in gleicher krystallographischer Stellung angewachsen sind. Bisweilen erscheinen sogar die Umrisse der Körner, wie man sie im gewöhnlichen Licht infolge der feinen Eisenerzbestäubung gewahrt, völlig unabhängig von derjenigen der Individuen, wie sie die Beobachtung unter + Nicols ergibt. (Fig. 3.) 10. Phyllitischer Schiefer. Deirmen Dere nördlich von Khendek. Der graugrüne, fast dicht erscheinende Schiefer zeigt geringen Atlasschiller. Eine Schar paralleler, quer zur 490 Schieferung verlaufender, mit Erz belegter Klüfte gibt vielleicht die ursprüngliche Schichtung des Gesteines an, die schräg zur falschen Schieferung verläuft. U.d.M. ergibt sich das Gestein als feinschuppiger, staubig trüber Schiefer. Man gewahrt in ihm winzige Epidotkörnchen, Serieitflitter, Muscovitfetzen, Limonitnestchen und kleine strichförmige Anhäufungen braunen Erzes. Schmale hellere Zonen durchlaufen das Gestein, die als ehemalige Risse anzusehen sind, welche durch sekundäre Quarzausscheidung wieder verheilt sind. IR 2 Grenzen der Grenzen der Gerölle. Krystallindividuen. Fig. 3. Verkieselung einer Grauwacke. Vergr. 16 fach. ı1. Dolerit. Samsun, südlich v. d. Stadt. Die Dolerite von Samsun sind grauschwarze, mehr oder weniger deutlich körnige Gesteine. Nicht selten, z. B. beim Tumulus, enthalten sie porphyrische Einsprenglinge von bräun- lich-schwarzem Augit. U. d. M. erweist sich die Grundmasse stets als ein deutlich ophitisch struiertes Gemenge von kreuz und quer gelagerten Plagioklasleisten mit zwischengeklemmten Augiten, kleinen Olivinen und Magnetitoktaederchen. Bisweilen finden sich auch kleine Biotite. Alle größeren Einsprenglinge sind vollkommen automorph. Die Augiteinsprenglinge über- treffen oft an Rauminhalt fast die einstige Grundmasse. Auch porphyrische Olivine und Plagioklase kommen vor. Der Augit ist grünlichgrau und neigt nur wenig zur Zwillingsbildung. Der Plagioklas ist meist basischer Labrador. 491 Die Olivine sind oft zu Gruppen kleiner Krystalle gehäuft, sie sind meist schon ziemlich stark serpentinisiert; doch findet man klare kleine Olivine gelegentlich als Einschlüsse im Augit. Apatit findet sich in Form zarter Säulchen in allen Doleriten. ı2. Hornblendeandesit. Südlich vom Jeni Han bei Kavak. Das großkörnige Gestein führt in schwarzer, glasiger Grund- masse erbsengroße, weiße Feldspäte und schlanke Hornblende- nädelchen. U. d. M. gewahrt man in der etwas entglasten Basis viele einzeln eingestreute Plagioklasleisten sowie große meist tafelförmige Feldspateinsprenglinge. Diese sind meist zonar gebaut und bestehen außen aus saurem, innen aus ba- sischem Labrador. Eine Wiederholung solcher zonarer Um- wachsungen wurde mehrfach beobachtet. Als Einsprenglinge finden sich ferner eine barkevikitische Hornblende mit starkem zwischen grünlichbraun und hellblond schwankendem Pleochroismus sowie untergeordnet Augit und Biotit. Die Hornblende zeigt sehr häufig Zwillinge nach 100. Bemerkens- wert sind eigentümliche klumpenförmige Massen, die nur aus Hornblende und Biotit bestehen und außen sichtlich resorbiert und von einem Kranz von Erzkrümchen umgeben sind. Es sind dies wahrscheinlich Reste intratellurischer basischer Differen- tiationsprodukte. Einem exogenen Einschluß hingegen, dürfte eine mikroskopische Partie ilmenitreichen Plagioklasaugitgesteines entsprechen, in der der größte Teil des Augites durch sehr dunkle Hornblende verdrängt ist. 13. Augitandesit. Durchbruchstal südlich von Kavse. Das dunkelgraue Gestein läßt nur mit der Lupe eine feine Körnung durch automorphe Feldspatkryställchen erkennen. U.d.M. gewahrt man eine isodiametrische Grundmasse aus Plagioklas, der oft nach dem Albit und Periklingesetz gleichzeitig ver- zwillingt ist, aus kleinen Augitkörnchen und Magnetitkrystallen. Als Einsprenglinge finden sich viele plump-rechteckige Plagio- klase, die stets innen von Einschlüssen ganz erfüllt, außen klar und einschlußfrei, jedoch von gleicher chemischer Zusammensetzung sind. Einige mikroporphyrische hellgraubraune Augite, oft mit kranzförmig angeordneten Einschlüssen, liegen dazwischen. 14. Leucittephrit. Unweit nördlich von Amassia. In dem braunen, feinkörnigen, fast dichten Gestein erkennt man nur mit der Lupe kleine schwarze Augitkrystalle in großer Zahl. U. d. M.: Die Grundmasse ist glasig, aber bis ins feinste durch reichliche Mikrolithen und Erzausscheidung getrübt. Ein strenger Unterschied zwischen den zahllosen kleinen und den wenigen größeren Krystallen, die in der Grundmasse eingebettet liegen, besteht nicht. Man findet einzeln oder zu Gruppen vereinigte Plagioklase, von denen die größeren meist getrübt, die kleineren klar erscheinen. Sehr zahlreich sind grünlichgraue Augite. Sie sind oft etwas gerundet, daneben fanden sich intensiv grüne Ägirinaugite, die außen in fast reine Ägirin- masse übergehen (6° Auslöschungsschiefe). Der innere Teil ist natronärmer (12° Auslöschungsschiefe). Den gleichen Natrongehalt wie die Kerne haben einige ganz kleine Ägirin- augitnadeln. Die sehr kleinen Leucite verstecken sich fast in der Grundmasse. Sie sind kenntlich an ihren stets rundlichen (Juerschnitten und den mehrfach beobachtbaren, kranzförmig angeordneten Einschlüssen. Als intratellurisch ist wohl auf- zufassen ein dichter, fast mehr prismatischer als tafelförmiger Biotitkrystall, der eine starke Resorption durch seine rund- lichen Formen und durch den dichten Schwarm von Maenetit- körnchen, der ihn umgibt, erkennen läßt.. Apatit tritt nur spärlich in plumpen Säulchen auf. 15. Epidoturalitschiefer. Südhang des Deli-Tschai-Tales. Das graugrüne, dichte Gestein zeigt nur schwärzliche, ver- waschene, hanfkorngroße Flecke und massenhaft kleine Pyrit- nestchen; mit Salzsäure braust es an vielen winzig kleinen Stellen. U. d. M. erkennt man sofort, daß es durch Umsetzung aus einem ophitischen Plagioklasgestein hervorgegangen ist. Das ganze Gestein ist vollkommen von Epidot durchstäubt, von Calcitnestern durchwuchert und enthält massenhafte Chlorit- fetzeen und Hornblendesplitterchen. Die Hornblende scheint uralitisch. Sie ist fasrig und von geringem Pleochroismus. Der Chlorit sammelt sich stellenweise zu plumpen Nestern an; reichlich ist Titanitstaub eingestreut. Magnetit oder Ilmenit- reste sind indessen nicht vorhanden. Die stets stark getrüb- ten Feldspatreste gehören einem sauren Labrador an. 495 16. Uralitreicher Serpentin. Nördlich von Tschengel Boghas. Schwarzgrünes, in dünnen Splittern etwas durchscheinendes Serpentingestein, auf Klüften mit rostfarbenen Harnischen belegt. U. d. M. gewahrt man in einem völlig uralitischen, nur aus wirrem Faserfilz bestehenden Gesteine große poly- gonale Einsprenglinge, die völlig aus Serpentin bestehen und durch die Form ihrer Umrisse sich als ehemalige Olivine kennt- lich machen. Massenhaft ist Epidotstaub eingestreut. Ferner finden sich Klumpen von feinkörnigem Titanit und scharf automorphe winzige Erzkryställchen. Eine von fasrigem Ser- pentin erfüllte Kluft durchzieht das Präparat. 17. Melaphyrmandelstein. Nördlich von Tschengel Boghas. Schwarzbraunes, feinkörniges Gestein mit weißen, braun- umkrusteten Mandeln von kübsenkorn- bis Hanfkorngröße. U. d. M. gewahrt man eine feinkörnige, deutlich intersertal- struierte Grundmasse aus regellos eingestreuten Magnetitkry- ställchen, Plagioklasleistehen, violettbraunen Titanaugiten und hellgrünem Glas. Der Augit ist nur gegen das Glas automorph. Er ist z. T. uralitisiert und bildet dann regellos geformte Kerne in parallel angeordneten Uralitaggregaten. Daneben finden sich scheinbar primäre, wohl sekundär neukrystallisierte Horn- blenden. Eine klumpenförmige Serpentin-Carbonat-Masse war wohl ursprünglich Olivin. Die Geoden sind teils von Caleit, teils von büschelförmigem Thomsonit erfüllt. Die Säulchen dieses Zeolithes, der meist von einem Randpunkt ausstrahlend die Geoden erfüllt, sind an ihrem je nach der Lage wechselnden optischen Charakter leicht kenntlich. 18. Epidothornblendeschiefer. Flußgeröll unterhalb Tschengel Boghas. Das dichte, hell und dunkelgrün gefleckte Gestein ist mehr splittrig als eigentlich schiefrig abgesondert. Mit der Lupe erscheint es nephritähnlich. Mit Salzsäure zeigt es an winzigen Stellen ein leichtes Aufbrausen. U. d. M. zeigt sich, daß das Gestein wesentlich aus einer Feldspatgrundmasse besteht, die aber fast verdrängt ist durch dicht eingestäubte Epidotkörner und lange, undeutlich terminierte, wenig pleochroitische Horn- 494 blendenadeln. Auch etwas feinkörniger Quarz kommt zwischen den Feldspäten vor. Zwischen die oft parallel gelagerten Hornblendesplitter ist viel Chlorit eingeklemmt. Trübe un- regelmäßige Titanitflecke finden sich massenhaft; der Feldspat ist meist Orthoklas, nur selten finden sich Plagioklase. Die Caleitnester bestehen meist aus wenigen großen Krystall- individuen. ı9. Epidotisierter Melaphyr. /, Stunde nördlich von Turchal. Violettgraues, höchst feinkörniges Gestein mit vielen grünen und weißen Delessit- und Caleitgeoden. Mit Salzsäure braust es über undüber. U. d. M. gewahrt man eine sehr feinkörnige, durch Parallellageruug kleiner Plagioklasleistenfluidal gestreckte Grundmasse, die zum Teil von Calcitnestern durchwuchert ist. In dieser liegen große, ganz zersetzte Feldspäte. Diese wie die Grundmasse sind stark von Epidot durchstäubt. Die Feld- späte sind außerdem erfüllt von Chloritblättchen und Sericit- blättchen, so daß ihre Natur kaum mehr kenntlich ist; doch sind es sicher meistens Plagioklase. Der Epidot findet sich oft in automorphen scharfen Krystallen, die meist von klein- körnigem Epidotstaub umgeben sind. Auch skelettförmige Aneinanderreihung staubfeiner Epidotkörner kommt häufig vor. Die Caleitmandeln sind meist nur von 2 oder 3 Krystall- individuen gebildet, und deren Orientierung beherrscht auch auf einige Bruchteile eines Millimeters den Calcit, welcher das umgebende Gestein durchtränkt, so daß diese feinsten Caleit- äderchen alle gleichzeitig mit der benachbarten Mandel aus- löschen. Nicht selten sind die zahlreich vorkommenden kleinen Magnetitkörner rings um die Mandelräume auffällig gehäuft. 20. Organogener Kalkstein. Zwischen Djellad und Turchal. Hellbrauner, dichter Kalkstein, in dem man mit der Lupe reichlich helle Quarzkörnchen und andere Gerölle erkennt. U. dd. M. erscheint das Gestein etwas brecciös, und zwar er- weisen sich die Brocken sämtlich als Teile von Lamellibranchier- schalen, deren Struktur, obwohl sie meist etwas krystallin geworden sind, noch deutlich erkennbar ist. Auch Korallen- splitter kommen vor. Mehrfach finden sich im Kalk groß- krystalline Nester, deren Individuen dann stets stark ver- zwillingt sind. Von fremden Geröllen wurden (Quarz, Ortho- 495 klas, Plagioklas, Biotit, Quarzit und zersetzter Granit beob- achtet. 21. Uralitisches Serpentingestein. Nordwestlich von Tokad am Nordufer des Jeschil Irmak. Hellgraues, dichtes Gestein mit schwarzen, etwas ver- waschenen Flecken. U. d. M. gewahrt man ein wirres Ge- menge lebhaft doppeltbrechender Fasern, zwischen denen große Flecke fast dunkel bleiben und nur blaßviolettes Farbenspiel unter gekreuzten Nicols ergeben. Die Fasern spießen von allen Seiten in diese Flecke hinein, dazwischen findet sich Erz in scharfen Kryställchen oder auch in ilmenitähnlichen zerhackten und zerlappten Partien. Die Fasern löschen deutlich unter 14° —15° schräg aus. die dunklen Flecke stellen sich als ein zu Blätterserpentin oder vielleicht auch Pennin teilweise verwitter- tes Glas dar. Man erkennt noch die einst im Glas vorhan- denen sternförmigen Trichitenbüschel und zarte, oft leicht ge- bogene Apatitstengel; zwischen den Uralitsäulchen ist reichlich feinster Epidotstaub eingestreut. .Die Erzkörner ordnen sich in der Glasbasis oft zu langgestreckten Schnüren. 22. Phyllitischer Tonschiefer. Gärten nordwestlich von Tokad. Schneeweißer, fettig sich anfühlender Schiefer mit kleinen schwarzen Erzfieckchen. Das Gestein färbt sich mit Kobalt- solution blau, ist also nicht talkig, wie man dem Anfühlen nach vermuten könnte, sondern tonig. U. dd. M. gewahrt man dicht aufeinander gepackte winzige farblose Krystallblättchen; die senkrecht zu den Blättchen stehende Richtung ist Axe kleinster Elastizität. Vereinzelt findet man gröbere Blättchen, die schräg zur Ebene der Schieferung stehen. Diese sind dann stets linsenförmig begrenzt. Die Erzflecke erweisen sich als äußerst feine, wie das Wurzelwerk eines Baumes zwischen die Blättchen des Schiefers eingreifende Limonitäderchen. Ton- schiefernädelchen finden sich nur ganz vereinzelt im Gestein. 23. Saussuritischer Diabas. Gärten nördlich von Tokad jenseits des Jeschil Irmak. Graugrünes Gestein mit helleren und dunkleren Flecken, die zusammen ungefähr das Bild einer granitischen (nicht ophi- tischen) Struktur ergeben. U. d. M. gewahrt man ein unregel- 496 mäßig körniges Gemenge von gedrungenen Plagioklasen und Augiten. Zackige Ilmenittafeln mit weißlichem Belag sind ver- schiedentlich eingestreut. Der nur spärliche Quarz macht den Eindruck einer primären Bildung. Olivin oder Olivinreste scheinen zu fehlen. Vereinzelt findet sich Apatit in plumpen Prismen, die bisweilen in ihrer Mittellinie einen feinen Glas- kanal umschließen, sowie halbzersetzte Orthite. Der Plagioklas ist von Epidotkörnchen vollkommen erfüllt. Es ist ein saurer Labrador von 20° maximaler symmetrischer Auslöschungsschiefe der Lamellen. Der Augit ist teils von Uralitnädelchen, teils von feinschuppigem Chlorit (Rhipidolit) durchsetzt und umrindet. Der Chlorit bildet hier und da selbständige, wirre Aogregate in den Zwickeln zwischen den anderen Gemensteilen. Die noch reichlich vorhandenen Augitreste sind von ausgesprochen violetter Farbe und zeigen auch sonst die Eigenschaften des Titanaugites. 24. Serpentin. Nordabhang des Tschamly Bel. Mattgrünes, völlig dichtes, schwach kantendurchscheinendes Gestein mit unregelmäßigen, schwarzen, von Erzstaub durch- stäubten Flecken. U. .d. M. erweist es sich als ein fein- schuppiger Serpentin. Die Antigoritblättchen liegen i. a. regellos, doch ist das Gestein kreuz und quer von Rutschflächen durch- zogen, in denen sämtliche Blätter parallel geordnet sind. Quer zu diesen Ruscheln verlaufen oft Zerreißungssprünge, die mit Faserserpentin gefüllt sind. Unregelmäßig oft, wirbelartig an- angeordnete Streifen von Erzkörnchen durchziehen das Präparat. Bei starker Vergrößerung (600fach) erweisen sich die Erzkörn- chen z. T. als zarteste Dendritenbildungen. Einmal fand sich im Präparat eine Gruppe offenbar zusammengehöriger Bruch- stücke von dunkelbraungelbem, einschlußfreiem Granat (Melanit). 25. Bronzitserpentin. Nordhang des Tschamly Bel. Das Gestein hat unverkennbare Ähnlichkeit mit dem Bronzitfels von der Baste. Dunkelbraune, lebhaft schillernde rhombische Pyroxene sind durch ein spärliches schwarzes Bindemittel verkittet. Die einzelnen Krystalle erlangen Erbsen- größe. U. d. M. gewahrt man ein unregelmäßiges, grobkörni- ges Gemenge von ÖOlivin, Protobastit und etwas Diallae. Letzterer ist durch schräge Auslöschung und die charakte- 497 ristischen Erzinterpositionen leicht kenntlich. Der Protobastit hat gerade Auslöschung, nicht sehr hohe Polarisationsfarben und ist von feinfasrigem Bastit durchzogen. Der Olivin ist von einem engen Antigoritnetz durchädert, welches oft von massenhaften Erzkörnchen getrübt ist. Verschiedene Gleit- flächen durchziehen das Gestein und sind mit parallel ange- ordneten Serpentinblättchen belegt. 26. Uralitaphanit. Nordseite des Tschamly Bel. Sehr feinkörniges, bei Betrachtung mit der Lupe deutlich ophitisches Gestein von mattgrauer Farbe. U.d.M. sieht man eine Grundmasse, die im wesentlichen aus schlank-leistenförmigen Plagioklasen mit zwischengeklemmten, vielleicht sekundären Hornblenden und scharf umgrenzten Magnetitkrystallen besteht. Der Feldspat ist ein mittelsaurer Labrador. Augitreste sind nicht nachweisbar. Das ganze Gestein ist durchstäubt von Epidotkörnchen und Chloritflittern. Die Erzkörner haben stets einen zarten Titanitsaum, sind also wohl Titanomagnetit. Bis- weilen erscheinen auch skelettförmige Magnetit-Titanit-Gemenge. Diese sind vielleicht aus Ilmenit hervorgegangen. Einzelne Zwickel zwischen Feldspäten und Hornblenden sind erfüllt mit viriditischen Zersetzungsprodukten. Wahrscheinlich befand sich in diesen Zwickeln ehedem ein basisches Gesteinsglas. 27. Uralitdiabas. Nordhang des Tschamly Bel. Es finden sich sowohl feinkörnige als ziemlich grobkörnige, meist splittrig brechende Gesteine. Die feinkörnigen erscheinen nephritähnlich, bei den grobkörnigeren kann man bereits mit un- bewaffnetem Auge den Unterschied zwischen grünlichschwarzem Uralit und bräunlich - schwarzem Augit erkennen. Die Gesteine haben stets Ophitstruktur; die Augite sind bald völlig uralitisiert. bald erkennt man noch unregel- mäßig umgrenzte Reste des ursprünglichen Minerals. Die Feldspäte sind oft völlig durch ein Epidot-Chalcedongemenge ersetzt. Wo man ihre Reste noch erkennen kann, erweisen sie sich stets als basische Labradore. Die Uralite sind schr wenig pleochroitisch und oft eigentümlich fleckig gefärbt. Kleine Risse durchziehen die Gesteine. Diese Risse sind oft mit fein- krystallinem Quarz erfüllt. Die spärlichen Apatitkrystalle er- scheinen oft wie angefressen. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 32 498 28. Serpentin. Südabhang des Tschamly Bel. Die meist dunkelgrünen Serpentine verraten ihre Herkunft von großkörnigen Gesteinen gelegentlich durch hellere oder dunklere Fleckung. U. d. M. erweisen sich die hellen Flecke als Teile des Gesteins, die reichlich mit staubfeinem Titanit bzw. Leukoxen durchsetzt sind. Die dunklen Flecke gehören den meist nicht mehr deutlich erhaltenen Augitresten an. Olivinreste sind seltener, doch erkennt man die Stellen, wo einst Olivin sich befand, leicht an einem eigentümlichen eng- maschigen Netz von Streifen staubfeinen Magnetites. Bei be- sinnender Serpentinisierung setzen sich im Olivin erst an den zarten Sprüngen, die ihn durchziehen, beiderseits fasrige, zur Spalte senkrecht stehende Serpentinmassen an. Die Mitte der Spalte wird dabei durch ausgeschiedenes Eisenerz schwarz ge- färbt. Die spätere Zersetzung des Olivines ergibt hingegen ein wirres Haufwerk von Antigoritblättchen und die Erzkörnchen sind regellos eingestreut. So entsteht (ohne polarisiertes Licht gesehen) in dem homogen erscheinenden Serpentin eine zarte schwarze Punktierung, die von einem unregelmäßigen Netz schwarzer Streifen durchzogen ist. Diallagreste wurden in diesen Serpentinen häufig gefunden; die Anordnung des Magnetit- staubes zu parallelen Liniensystemen macht sie leicht kenntlich. Hier und da sind auch noch Partien unzersetzten Diallags zu beobachten. 29. Felsitischer Orthoklasporphyr. Südlich von Riffat Pascha Punar auf der Höhe des Tschamly Bel. Hellgraues, felsitisches Gestein mit sehr reichlichen Ein- sprenglingen hanfkorngroßer, weißlich kaolinisierter Feldspäte. Die Grundmasse zeigt sich u. d. M. als fein felsitisch. Es liegen in ihr kleine leistenförmige und größere mehr recht- eckige Feldspäte; letztere sind oft zu Gruppen von 2 oder 3 verwachsen. Der meiste Feldspat ist‘ Orthoklas und findet sich oft als Zwillingskrystall nach dem Karlsbader Gesetz, doch kommt auch Plagioklas mehrfach vor. Oft ist der innere Teil der Feldspäte reichlich von Interpositionen durchsetzt, der Außenrand aber klar und frei von solchen. 499 30. Leucitbasanit. Südabhane des Tschamly Bel. o A Ein graugrünes, mattes, serpentinähnliches Gestein, in dem man nur mit guter Lupe eine feine isodiametrische Körnung erkennt. U. d. M. liegen in einer grünen zersetzten Glasmasse leistenförmige, zarte Plagioklase, runde helle Leucite, bunt polarisierende, meist zersetzte Olivine und Augite. Die Olivine sind z. T. skeletthaft. Die grüne ehemalige Glasbasis zeigt Asgregatpolarisation. Die Plagioklase, deren Zwillingsbau man bei ihrer ‘großen Feinheit erst bei starker Vergrößerung genau untersuchen kann, erweisen sich als Labradore. Ein Teil des Leueites ist noch frisch und zeigt deutliche Felderteilung infolge polysynthetischer Zwillingsbildung. Einschlüsse von kleinen Glasfetzen sind meist zentral, seltener kranzförmig im Leuzit an- geordnet. Scharfe Magnetitkrystalle und zarte Apatitsäulchen finden sich überall. Obgleich das Gestein anstehend nicht beobachtet wurde, ergibt sich doch aus dem frischen Erhal- tungszustande im Gegensatz zu den umgebenden Serpentinen, daß das Gestein einen jüngeren Durchbruch in den älteren Gesteinen bildet, aus denen sich die Tschamly-Bel-Kette sonst zusammensetzt. 31. Uralitdiabase. Südhang des Tschamly Bel. Diese Gesteine sind meist ziemlich grob und deutlich ophi- tisch struiert. Ausnahmslos erscheinen u. d. M. die Feldspäte (Labrador) stark getrübt, teils durch Sericit, teils durch Epidot. Bisweilen sind die Augite durch die schmalen Feldspattafeln derart „zerhackt“*, daß man eine Breccie zu erblicken glaubt. Der Augit ist zum großen Teil uralitisch zersetzt; dort, wo er erhalten ist, zeigt sich meist, daß er in einer ganzen Anzahl einander benachbarter Zwickel ein einheitliches Krystallindivi- . duum bildet. Der Uralit ist dort, wo er den Augit umschließt oder in Streifen durchzieht, meist in seiner Krystallisation von der Lage des Augites abhängig. In den äußersten Zwickeln findet sich jedoch auch Uralitfilz, und dieser ist dann meist reichlich von Epidot durchstäubt. Ilmenittafeln mit ihren eigenartigen zerschnittenen Formen sind häufig. 32. Melaphyrmandelstein. Südseite des Tschamly Bel. Ein schwarzes, von kleinen weißen Mandeln durchsetztes Gestein. U. d. M. gewahrt man eine feine ophitische Grund- 32* 500 masse bestehend aus schmalen Leistehen von basischem La- brador, chloritisch zersetztem Glas und Epidot, der als sicht- lich sekundäre Bildung offenbar die Stelle eines ehemaligen Augites einnimmt. Hingestreut sind scharfe Magnetitkörner und fein dendritische Massen eines sekundären Eisenerzes, die sich besonders in der Nachbarschaft der Mandeln häufen. Diese Mandeln sind oft nur von Calcit erfüllt, der stets nur wenige große Individuen bildet. In solchen Fällen ist die umgebende Gesteinsmasse völlig durchtränkt von winzigen Calcitnestern, und alle diese Nestchen sind mit dem CGalecit der benachbarten Mandel krystallographisch gleich orientiert, so daß sie bei Drehung des Tisches zugleich auslöschen und auf- leuchten. Viele Mandeln haben auch einen zarten Rand von Delessit, oder es findet sich in ihnen strahliger Epidot, der den Galeit durchspießt oder oft auch ganz verdrängt. 33. Uralitischer Melaphyr. Südseite des Tschamly Bel. Dunkelgraugrünes Gestein mit kleinen, porphyrisch aus- geschiedenen Feldspäten, die besonders auf angewitterten Flächen deutlich hervortreten. Das Gemenge von zersetzten Feldspatleistehen und blaßgrüner Hornblende erscheint auf den ersten Blick regellos divergentstrahlig; doch erkennt man leicht, daß das Urmineral der Hornblende, obwohl seine Form durch die Büschelbildung des Uralites sehr verändert ist, intersertal zwischen die Feldspäte eingeklemmt war. Die größeren Feld- spateinsprenglinge sind nur noch als große, polygonale Flecke mit Aggregatpolarisation erhalten. Magnetit- und Epidot- körnchen finden sich überall massenhaft. Apatit ist spärlich in ziemlich plumpen Körnern zugegen. 34. Schiefriger Ophicalcit. Östlich von Tegher Han. Grünlichbraunes, undeutlich schiefriges (parallelsplittriges) (sestein mit verwaschenen braunen, und scharfen kleinen schwarzen Flecken. In Salzsäure löst es sich leicht unter heftigem Brausen und unter Hinterlassung eines feinerdigen Rückstandes. U. d. M. gewahrt man ein äußerst feines regel- loses schwammiges Netz von Calcit und Serpentin mit einzeln eingestreuten Magnetitkörnern. Der Caleit ist feinstrahlig und bildet die Maschen, der Serpentin die Füllung des Netzes. 501 Scharf automorph sind kleine Magnetitkörnchen und grobe Pyritkörner, letztere meist in Limonit verwandelt. Dem Oaleit ist eine Menge winziger Epidotkörner eingestreut. 35. Kalkstein. Südlich von Derwisch Punar. Hellgelber, drusiger, an gewisse Zellendolomite erinnernder Kalkstein. Mit der Lupe gewahrt man in den Drusen feine warzenförmige Gebilde U. d. M. erscheint das Gestein dicht bis auf einzelne feinkrystalline Nester, die sich dadurch, daß sie oft innen hohl sind, als Cavernenfüllungen zu erkennen geben. Die Struktur ist etwas brecciös, und die einzelnen Brocken sind sehr oft deutliche Fragmente ehemaliger Sinter- bildungen, wie ihre Krustenstruktur erkennen läßt. Einmal wurde im Präparat ein gebogenes Schalenfragment entdeckt, sonst fehlen organogene Bildungen völlig. Vereinzelte Quarz- körnchen finden sich hier und da. 36. Schaumiges vulkanisches Glas, von Calcit durchtränkt. Zaghal Han. Schwarzes, dichtes, etwas glasiges Gestein mit kleinen, helleren, grauen und braunen Flecken, die mit starker Lupe sich als mit Mineralien erfüllte Gasporen erweisen. U. d.M. besteht die eigentliche Gesteinsmasse aus einem durch massen- hafte winzige Erzkörnchen schwarz erscheinenden Glase. Bei starker Vergrößerung erweisen sich die Erzkörnchen als zarte Skelette; auch feinster Augitmikrolithenstaub ist dazwischen sichtbar. Als größere Ausscheidungen findet man fast nur sehr reichlich lange schlanke Feldspatleistchen. Fast alle sind von einem . zentralen Glaskanal durchzogen und im Querschnitt rechteckig; die Längsachse ist diejenige größter Elastizität. Die beiden anderen Achsen laufen den Seiten der meist durch schiefen Schnitt rhombisch erscheinenden Querschnitte parallel. Der mediane Glaskanal erweitert sich oft an den Enden, so dab die Längsschnitte sich gabelförmig zu teilen scheinen. Selten findet man größere plumpe Feldspäte mit deutlicher Zwillings- streifung. Die Gasporen sind teils mit Caleit, teils mit Chlorit erfüllt. Der Chlorit ist verworren schuppig; nur selten findet man am Rande Chlorit, in der Mitte Calecit. Eine gleiche Orientierung der Calcitfüllung in benachbarten Poren wurde nicht beobachtet. Bisweilen finden sich in den Öaleitmandeln strahlig angeordnete Epidote. 502 37. Glasreicher Andesit. Zaghal Han. Mattblauschwarzes, dichtes Gestein. Die vielen Mandel- räume sind erfüllt von nicht faserigem Zeolith, von Epidot ‘und Zeolith oder von Chlorit. U. d. M. ergibt der Zeolith quarzähnliche Charaktere: besonders Mangel an Spaltbarkeit, jedoch etwas niedrigere Lichtbrechung und Doppelbrechung als Quarz. Es dürfte Stilbit vorliegen. Das Gestein ist höchst fein struiert. In schwarzer, an Erzkörnchen reicher Glasbasis liegen zu Tausenden zarte Feldspatleistchen, oft von den Erz- körnchen in dichten Kränzen umlagert. Zwischen dem Erz versteckt liegen Augitmikrolithen. Die Feldspatleisten sind meist nach dem Albitgesetz, z. T. auch nach dem Periklingesetz, bisweilen nach beiden verzwillinst. Einzelne größere Feldspat- ausscheidungen sind z. T. Plagioklas, zum geringeren Teile auch Örthoklas. Hier und da findet man ein etwas größeres erz- bestäubtes Augitkryställchen. 38. Zersetzter Augitandesit. Östlich von Zaghal Han. Rotbraunes, dichtes, mattes Gestein mit hanfkorngroßen Feldspateinsprenglingen und kleinen Öalcitmandeln. Mit Salz- säure braust es über und über. Das Gestein zeigt u. d. M. eine sehr feine Grundmasse aus erzreicher Glasbasis mit kleinen Plagioklasleisten, von zartem, oft nur einfachem Zwillingsbau. Augit ist, wohl infolge der hochgradigen Zersetzung des (esteins, kaum mehr sichtbar. Bei starker Vergrößerung erkennt man auch hier dendritische Formen des Erzes. Viel Titanit, der überall ausgeschieden ist, läßt vermuten, daß dieses Eisenerz Titanomagnetit oder z. T. wohl sogar Ilmenit ist. Caleit er- füllt nicht nur die zahlreichen mandelförmigen Hohlräume, sondern durchwuchert in zarten Nestern das ganze Gestein. Die Mandeln sind stets von nur einem Calcitindividuum erfüllt, und die Caleitnestchen in ihrer Nähe ordnen sich meist dem benachbarten großen Krystall in ihrer optischen Orientierung unter, löschen also alle zugleich mit dem Inhalt der Caleit- mandel aus. Am stärksten ist die Durchwucherung des Ge- steines meist in der Nähe der spärlichen größeren Feldspat- und Augiteinsprenglinge. Diese sind oft von Calcit zum großen Teil völlig ersetzt. 503 39. Serpentin. Zaghal Dere. Die Serpentine der Zaghal Dere sind meist aus der Ver- witterung grobkörniger Gesteine hervorgegangen und daher fleckig gefärbt. Nur selten sind indessen noch Reste der Gemengteile des ursprünglichen Gesteins auch makroskopisch sichtbar. U. d. M. erscheinen sie als wirres Aggregat von Antigoritblättern mit eingestreuten Erzkörnchen. Eine eigen- tümliche, immer wiederkehrende Erscheinung ist die Anhäufung des Erzes an der Umrandung kleiner Linsen, die innen mit schuppigem Antigorit erfüllt sind, der z. T. nach Art der Anordnung des Erzstaubes um linsenförmige Partien im Serpentin. Vergr. 71 fach. Kammstruktur bilateral angeordnet ist. Da das Erz oft nicht die ganze Linse umzieht, sondern die eine Spitze oder auch beide frei läßt, so entstehen gabelförmige oder aus 2 Kreis- abschnitten bestehende Zeichnungen. (Fig. 4.) Klüfte die mit fasrigem, etwas höher polarisierendem Serpentin erfüllt sind, sind sehr häufig. Außer Magnetit finden sich auch hier und da schmutzigbraune Limonitfetzen und rötlich durchsichtige Eisenglanztafeln. Große Partien des Gesteines sind oft von optisch parallel gestelltem, großblättrigem Antigorit erfüllt. Gesetzmäßig angeordneter Limonitstaub läßt in solchen Partien auf die Entstehung aus Diallag schließen. Auch eine Anord- nung der Antigoritblätter nach 2 sich kreuzenden Systemen (Gitterstruktur) kommt besonders in der Grundmasse vor. Hier und da finden sich Splitter von Apatitkrystallen, auch Granatkörnchen wurden gefunden. 40. Augitandesit. Zwischen Aladja Han und Kütschük Han. Feinporöses, dichtes, graubraunes Gestein. U. d. M. er- scheint es sehr frisch. Plagioklasleisten mit Augit und Glas- 504 basis vereinigen sich zu typischer Intersertalstruktur. Magnetit- körnchen sind reichlich eingestreut. Ilier und da zeigen sich Spuren einer Fluidalstruktur durch parallele Anordnung der Feldspatleisten. Apatit findet sich nur ganz spärlich. Der Feldspat scheint, soweit man dies an den sehr kleinen Mikro- lithen bestimmen kann, ziemlich kalkreich zu sein. Als einzige porphyrische Einsprenglinge liegen im Gestein graubraune, am Rande etwas dunklere Augite. Bisweilen findet man in ihnen Rutilkörnchen eingeschlossen. Olivin wurde nicht beobachtet. 41. Augitandesit mit primärer Hornblende. Zwischen Hassan Tschelebi und Aladja Han. Schwarzes, glasiges Gestein mit kleinen, von Chlorit erfüllten Gasporen und vielen nicht über hanfkorngroßen Feld- spateinsprenglingen. Die glasige Grundmasse ist so reichlich, . daß alle Gemengteile in ihr schwimmen, meist ohne sich gegen- seitig zu berühren. Erst bei etwa 300facher Vergrößerung erkennt man in ihr eine jüngere Krystallgeneration: Plagioklas- leistehen, Augitmikrolithen und scharf automorphe Magnetit- körnchen. Als ältere Krystallgeneration findet sich Plagioklas, Augit und Hornblende, selten auch etwas Apatit. Der Feld- spat ist sowohl nach dem Albit- als auch nach dem Periklin- gesetz, oft nach beiden gleichzeitig verzwillingt. Es ist ein kalkreicher Labrador; bisweilen sind die äußeren Partien des Feldspates ein wenig natronreicher. Man findet in ihm zahl- reiche, oft mit Libellen versehene Glaseinschlüsse.. Der Ausit ist hellgraubraun, die Hornblende olivgrün. Bezeichnender- weise zeigt sie oft magmatische Resorption, die sich durch Rundung der Umrisse und Belegung der Oberfläche mit kleinen Eirzkörnchen kenntlich macht. 42. Biotitandesit. Östlich von Kütschük Han. Das hellgraue Gestein ist teils dicht, teils zeigt es kleine slasglänzende Feldspateinsprenglinge und schwarze porphyrische ‘ Biotitschüppchen. Die Grundmasse ist u. d. M. isodiametrisch- körnig. An Einsprenglingen erkennt man Plagioklase, Biotite, Augite, hier und da eine Hornblende und gelegentlich Quarze, deren autogene Entstehung aber sehr zweifelhaft ist. Ein Teil davon ist sicher sekundär, ein anderer könnte sehr wohl ein fremdartiger Einschluß sein. Der Biotit erscheint dunkel- 505 braun bis hellbraun pleochroitisch, die Hornblende hellolivgrün, der Augit blaß graubraun. Alle sind streng automorph. Der Plagioklas ist Labrador, oft von zonenweise etwas wechselndem Kalkgehalt. Bisweilen findet sich der Biotit gesetzmäßig mit ihm verwachsen, so zwar, daß der Glimmer mit seiner Basis parallel zu den Zwillingslamellen des Feldspates liegt. (Fig. 5.) Fig. 5. Parallele Verwachsung von Biotit und Plagioklas. Vergr. 71fach. 43. Nephelintephrit. Zwischen Kütschük Han und Hassan T'schelebi. Graues, krümeliges Gestein mit vielen weißen Feldspat- körnchen. U. d. M. ist die Struktur deutlich ophitisch durch leistenförmige Plagioklase und isodiametrische, wenig automorphe Augite. Nephelinquerschnitte treten nur sehr untergeordnet im Präparat auf; meist sind sie stark getrübt. Auch die Augite sind fast völlig zu serpentinartigen Massen zersetzt. Grüne Zwickel mit lebhafter Aggregatpolarisation sind vielleicht die Reste einer zersetzten Glasbasis. Der Feldspat ist seinen optischen Eigenschaften nach ein kalkarmer Labrador,. Zonar- struktur zeigt er nicht. Automorphe Magnetitkörnchen und Apatite finden sich sehr reichlich im Gestein. 44. Felsitähnliches Mikroklingestein (wohl ein Aplit). Westlich von Hassan Tschelebi. Braunrotes feinkörniges Feldspatgestein mit einzelnen größeren hervortretenden Individuen. U. d. M. gewahrt man außer einem festgefügten Aggregat von Feldspäten nur reichliche, alles durchwuchernde Calzitnester, etwas Titanitstaub und zackige Nester von Limonit. Primäre nicht feldspatige Gemeng- teile fehlen. Der gesamte Feldspat ist Mikroklin mit feiner Schachbrettstruktur, die nur selten etwas langrechteckige Form der einzelnen Individuen annimmt, so daß man auch an Plagio- D06 klas mit absätzigem Zwillingsbau denken könnte. Sicher liegt keine Durchkreuzung von Lamellen nach dem Albit- und Periklingesetz in einem gemeinen Plagioklase vor. 45. Biotitandesit. Hassan Tschelebi. In einer dicht erscheinenden Grundmasse liegen viel hanf- korngroße isodiametrische Feldspateinsprenglinge und sechs- eckige, öfter noch längliche Täfelchen von tombakbraunem Biotit. U. d.M. erscheint die Grundmasse felsitisch mit kleinen, einzeln eingestreuten scharf automorphen Erzkörnchen. Apatitsäulchen Fig. 6. Halbresorbierter Biotit von jüngerer Biotitsubstanz umgeben. Verg. 71 fach. und gelegentlich auch Zirkonkryställchen sind spärlich in ihm verteilt. An Einsprenglingen fanden sich Plagioklas, Biotit und Pseudomorphosen von Limonit und Calcit nach einem steng- ligen Mineral (wohl Augit oder Hornblende). Der Biotit ist dunkelolivbraun bis hellblond pleochroitisch. Oft ist er ge- rundet und von einem zarten Kranze kleiner Magnetitkörner umgeben. Einmal fand sich ein solcher magmatisch angefressener Biotitkrystall, der nachträglich mit neuer, aber etwas eisen- ärmerer Biotitsubstanz in paralleler Anordnung wieder um- wachsen war. (Fig. 6.) 46. Zersetzter Nephelindolerit. Nördlich von Kesmek-Köprü. Graues, an Klüften rötlichbraunes, feinkörniges Gestein ohne porphyrische Einsprenglinge. U.d.M. sieht man ein Ge- menge von kleinen leistenförmigen Plagioklasen, zwischen denen ein Gemenge von Caleit und Chlorit (wahrscheinlich Zersetzungs- produkte eines Augites) und etwas Nephelin ausgeschieden sind. In die häufigen zarten Gasporen ragt der Nephelin in kleinen idiomorphen, sechsseitigen, dicktafligen Krystallen hinein. ne 07T . Magnetit in scharfen Oktaedern findet sich überall, Apatitsäulchen nur selten. Der Calcit, der das ganze in feinen Nesterchen und Aderchen durchtränkt, ist oft auf weite Strecken hin ein- heitlich krystallographisch orientiert. 47. Augitporphyritisches Ganggestein. Südlich von Kesmek-Köprü. Dichtes, bräunliches Gestein, mit kleinen, vereinzelten, kugelrunden Gasporen. U.d.M. erscheint das Gestein gleichmäßig andesitisch struiert ohne größere porphyrische Einsprenglinge. Zwischen den kleinen Plagioklasleisten sind Augite von ziem- lich hochgradiger Automorphie eingeklemmt. Die farblose Glas- basis beschränkt sich nur auf die äußersten Zwickel. „Zer- hackte“ Ilmenittafeln sind reichlich eingestreut. Polyedrisch begrenzte, jetzt aus Caleit und Limonit gebildete Partien sind vielleicht Pseudomorphosen nach Olivin. Mit starker Ver- srößerung gewahrt man im Gesteinsglase viele Erzglobulite und Augitmikrolithen. Letztere finden sich auch als Einschlüsse in den Feldspäten. Sie beweisen, daß die Augitbildung zum Teil schon während der Ausscheidung des Feldspates im Gange war, wenn sie auch offensichtlich lange nach Ausbildung der Feldspäte noch anhielt. 48. Melaphyrgesteine. Nördlich von Hassan Badrik. Es finden sich in diesem Melaphyrgebiet ziemlich alle ver- schiedenen lErscheinungsweisen des Melaphyres beieinander, nämlich schwarze dichte Gesteine mit wachsglänzendem Bruch, blauschwarze cavernöse, dunkelgraue feinkörnige und auch hell- braune gebleichte Melaphyre mit filzig schimmernden Bruch- flächen, wie sie z. B. im Melaphyrgebiet bei Görbersdorf in Schlesien vorkommen. U.d. M. bestehen sie sämtlich aus einem Gemenge von Plagioklasleisten mit zwischengeklemmtem mehr oder weniger automorphem Augit und Olivin sowie kleinen scharfen Magnetitoktaedern. z. T. auch Ilmenittafeln. Porphyrisch ausgeschieden finden sich fast nur ÖOlivine, viel seltener auch Augite. Erstere neigen z. T. zur Bildung von skeletthaften Wachstumsformen. Der Plagioklas ist teils Andesin, teils Labrador. Die Glasbasis, wo eine solche noch nachweisbar ist, erscheint stets flaschengrün. Die Farbe der Augite ist grün- lich und graubraun, nie violett. Die zarten Apatite haben 808 meist im Innern einen zarten kanalförmigen Glaseinschluß. In einem feinkörnigen Gestein wurde eine mechanische, nicht krystallographisch gesetzmäßige Anlagerung kleiner Ausgit- krystalle an die großen Olivine beobachtet. In einem anderen zeigt der Magnetit durch Aneinanderreihung der Oktaederchen Neigung zur Skelettbildung. 49. Dolerit. Hügel dicht südlich von Hassan Badrik. Schwarzes körniges Gesteine Auf Anwitterungsflächen treten längliche Plagioklasleisten hervor und ergeben ein ophitisches Strukturbild. U. d. M. erscheint das Gestein sehr frisch. Schlanke Plagioklasleisten durchspicken einen völlig allotriomorphen, grünlichgrauen z. T. etwas ins Violette gehenden Augit. Dieser ist auf weite Strecken hin krystallographisch ein- heitlich, so daß oft 15 bis 20 benachbarte Augitzwickel bei der Drehung des Tisches gleichzeitig auslöschen. Olivin ist reich- lich eingestreut. Er ist älter als Augit und Plagioklas und von gerundet automorpher Umgrenzung. Eine braungelbe, meist stark zersetzte Glasbasis beschränkt sich auf die äußersten Zwickel zwischen den Feldspäten und auf dünne Häute zwischen Augit und Feldspat. Ilmenittafeln sind reichlich eingestreut. Die zarten, schlanken Apatitsäulchen sind an einzelnen Stellen auf- fallend gehäuft. 50. Kalk-Melaphyrbreccie. Schotter des Tschiftlik Tschaı. Das Gestein ist ein feinkörniges, brecciöses Gemenge von braunrotem, zersetztem Fruptivgestein, welches ein Zement von Oaleit und Epidot verkittet und durchsetzt. U.d.M. erkennt ‘man, daß die Brocken verschiedenen Eruptivgesteinen angehören. Die Gesteinssplitter sind z. T. selbst wieder schaumig cavernös, und die Gasporen sind dann natürlich ebenfalls von Oaleit er- füllt. Die Gesteine sind sämtlich Plagioklasgesteine. Es finden sich olivinfreie und olivinreiche, glasarme und glasreiche Ge- steine, auch solche, die fast gänzlich aus einem fluidal struierten, jetzt freilich meist zersetzten Glase bestehen. Die Calcite des Bindemittels sind stark verzwillinst. 51. Serpentinisierter Gabbro. Kalikoi. Granitisch körniges Gestein mit saussuritischen Feldspäten und zersetzten, nicht näher bestimmbaren femischen Gemeng- 09 teilen. U.d. M. erscheint fast das ganze Gestein serpentinisiert und von Kalkäderchen durchzogen. Die Umrisse der Feldspäte sind als Areale ohne Erzdurchstäubung eben noch sichtbar, die femischen Gemengteile sind ersetzt durch einen Serpentin mit schöner Gitterstruktur. 52. Porphyritmandelstein. Zwischen Kalikoi und Poluschere. Die dunkelbraunroten Gesteine sind durchsetzt von kleinen Mandelräumen und von porphyrischen Feidspateinsprenglingen, die selten mehr als hanfkorngroß sind. U.d. M. gewahrt man in einer meist sehr feinkörnigen Grundmasse aus Plagioklas- leisten und Augit und Glas, die beide zu einem Aggregat von Epidot und Chlorit zersetzt sind, einzelne größere, meist kurz rechteckige Labradorquerschnitte, meistens in den mittleren Teilen klar, in den äußeren stark von Glasinterpositionen durchsetzt. Bisweilen findet man an ihnen deutliche proto- klastische Zerbrechungserscheinungen. Als akzessorisch treten Apatit und vor allem viel Magnetit auf. Die Mandelräume sind teils von einheitlichem verzwillingten Caleit erfüllt, teils führen sie einen schmalen Epidotrand, z. T. auch strahligen, von einem Randpunkt ausgehender FEpidotbüschel. Auch zarte Chloritränder kommen in den Geoden vor. 53. Saussuritgestein. Zwischen Kalikoı und Poluschere. Graugrünes, ziemlich grobkörniges, diabasähnliches Gestein. U. d. M. erweist sich das Gestein als völlig zersetzt. Kein primäres Gemensteil ist mehr vorhanden, nur noch undeutlich sind die Umrisse der ehemaligen Ausscheidungen zu erkennen, jedoch auch diese nicht so, daß man die Struktur des Gesteins bestimmen könnte. Rundliche Fiecke von teils krystallin- körnigem, teils kryptokrystallinem Epidot mit Chlorit scheinen die ehemaligen Feldspäte anzudeuten. Die femischen Gemeng- teile sind in ein von Limonit durchstäubtes Gemenge von Calcit, Epidot und etwas Quarz verwandelt. Letzterer bildet auch einzelne erzfreie Nester. Lediglich der Apatit ist vom ursprüng- lichen Gestein noch unversehrt geblieben. 5107 54. Variolit. Tepehan Maden. In schwarzer, kryptokrystalliner Grundmasse liegen Variolen von Hanfkorn- bis Erbsengröße von violettgrauer Farbe. U.d. M. erweist sich die Grundmasse als ein Gemenge von Chlorit und wenig Quarz nebst fein eingestäubten Magnesit- oktaedern. Die Variolen sind oft aneinander ein wenig platt- gedrückt, also nicht voll kugelrund. Sie bestehen aus einem nicht ganz streng, sondern nur ungefähr zentrischen Knäuel feiner baumförmiger Mikrolithen. In der Mitte findet sich oft eine schmale, lange Feldspatleiste. Diese enthält oft eine zarte. mittlere, durch Glaspartikel getrübte Partie und einen klaren einschlußfreien Saum. Der Außenrand der Variolen ist stets reichlich von Erz bestäubt; darunter folgt als nächstältere Schicht eine mattgraue, wohl nur aus Titanit bestehende Masse. Der Hauptteil des kugelförmigen Gebildes besteht aus baum- förmigen-dendritischen Wachstumsformen winziger Augitmikro- litben und staubfeinen grauen Titanitkörnchen, die sich eben- falls oft zu skelettförmigen Massen vereinigen. Auch Erz- dendriten finden sich zwischen den Mikrolithen. Die Grund- nasse zwischen dem Geäst ist erfüllt von Plagioklassubstanz. Das Gestein ist durchzogen von mikroskopischen Quarz- äderchen, die die Variölen sowohl äls die Grundmasse durch- ziehen. Man findet in ihnen ziemlich grobe Epidotkörner und Chlorit in der bekannten geldrollenartigen Aggregation. II. Die allgemein geologischen Ergebnisse meiner Reisen waren, wie dies bei dem rein technischen Zweck derselben ja leider vorauszusehen war, nur unbedeutend. Von einigem Interesse ist vor allem. die Auffindung devonischer Schichten östlich von Adabasar. Die Facies stimmt ziemlich genau mit derjenigen des Bosporus überein. Noch näher scheint die Beziehung zu dem von TourLA!) bei Pendik und Kartal ge- fundenen Devon am Nordufer des Golfes von Ismid. Hier sollen genau wie im Tscham Dagh Sandsteine die Schiefer- und Kalksteine überwiegen. Es zeigt sich, daß das Devonische Meer sich also wesentlich weiter erstreckte, als man bisher an- nehmen durfte, auch zeigen die Schichten von Kestane punar noch keine eigentliche küstennahe Facies, so daß ein Vorkommen !) Neues Jahrbuch 1899. Bd. I, S. 63. 51ll weiterer Devonfundpunkte im Süden oder Osten wohl zu er- warten steht. Ob freilich ein Zusammenhang des bithynischen Devons mit den cilicischen jemals mit einiger Wahrscheinlich- keit wird angenommen werden können, muß dahingestellt bleiben. Die Facies des letzteren ist nach SCHArFER!) der des nordwest- lichen Devons ähnlich. Namentlich sind auch hier die an Spiriferen reichen rostbraunen Sandsteine nachgewiesen. Die weite Verbreitung halbmetamorpher Schiefer, in denen sich höchstwahrscheinlich ein guter Teil des Palaeozoicums versteckt, die schon aus dem westlichen Kleinasien bekannt war, hat sich auch für das östliche Anatolien bis an die armenische Sprachgrenze gezeigt. Bemerkenswert ist auch der sroße Reichtum der Oberen Kreide an basischen Eruptiv- decken. Es kann nach meiner Überzeugung keinem Zweifel unterliegen, daß die Ergüsse von doleritischen und ande- sitischen Gesteinen zumal in der Gegend von Hekim Han konkordant zwischen denselben Mergeln, Arkosen und Ton- steinen liegen, in denen sich auch die Kalkbank mit Hippurites fand. Daß die Kreide sich im östlichen Anatolien in alpiner, kalkiger Hippuritenfacies finden würde, war von vornherein zu erwarten. Es muß im Gegenteil befremden, daß sie so reich an Mergeln, Tonsteinen und selbst Arkosen auftritt. Es scheint sich hier die Obere Kreide bereits der Flyschfacies etwas zu nähern, wie wir sie allenthalben an der Nordgrenze des Hippu- ritengebietes antreffen. Daß unter den Eruptivgesteinen des östlichen Anatoliens sich mehrfach solche mit Leueit- und Nephelingehalt finden, war ebenfalls vorauszusehen, nachdem schon mehrfach Eruptivgesteine des essexitischen Magma- typus aus Kleinasien beschrieben waren (Kulait von Kula Leueittephrit von Trapezunt), ebenso die weite Verbreitung von Serpentingesteinen. Bemerkenswert ist es aber, daß diese Serpentine nicht nur wie im Süden Kleinasiens späteren Zeiten der Erdgeschichte, besonders dem Eocän, wahrscheinlich zu- zurechnen sind, sondern daß sie auch in großer Menge in Ver- bindung mit Grünschiefern als Bestandteile der halbmeta- morphen Schiefer im alten Kern der Faltungsgebirge sich finden. Einer eingehenderen Besprechung scheint mir die weite Verbreitung hochgelegener Schotterterrassen und gewaltiger Akkumulationen in Erweiterungen der Täler würdig zu sein. Vom westlichsten bis zum östlichsten Anatolien, ja tief nach Türkisch-Armenien hinein, tritt uns allenthalben dieselbe ') Prrermanns Mitteil., Erg.-Heft Nr. 141. charakteristische Ausbildung der Flußtäler entgegen. Mit schnellem Laufe über Stromschnellen und kleine Wasserfälle eilen sie zwischen steilen jugendlichen Talwänden dahin und treten dann plötzlich in große, vollständig ebene beckenförmige Talweitungen, die sie teils in mäandrierendem Laufe langsam durchziehen, teils in niedrigen Uanonschluchten, welche sie in die stets sehr mächtigen Akkumulate am Boden der Becken eingefressen haben, durchschneiden. Am deutlichsten findet man die „Ovabildungen“ im Gebiete der großen Ströme des Ostens, besonders des Halys und des Euphrats. Scharf setzen sich die meist fruchtbaren Auen gegen die umrandenden unwirtlichen schroffen Gebirge ab, und um von einer Ova in die andere zu ge- langen muß man entweder hohe (sebirgspässe überschreiten oder seinen Weg durch enge, vom Fluß fast völlig erfüllte steil- wandige Gebirgstäler nehmen. Diese Natur des Landes ist außerordentlich wichtig für das Verständnis der älteren Kultur desselben, für die mit Naturnotwendigkeit sich ergebende Zer- splitterung in kleine Einzelstaaten, die in sich fest gefügt nur dem Namen nach oder nur durch besonders kraftvolle Herrscher zu großen Reichen zusammengehalten werden konnten. Jede Ova ist ein kleines Reich für sich, und wir finden auch fast stets nur eine größere alte Stadt, welche eine solche Talaue beherrscht. Meist liegt sie am Rande der Ebene auf einem be- sonders steilen, strategisch günstigen Gipfel der Vorhöhen des umgebenden Gebirges. Der Boden ist meist ungemein ertrag- reich, wenn er künstlich bewässert werden kann, und wir brauchen wohi nicht daran zu zweifeln, daß im Altertum Be- wässerungsanlagen in großem Maßstabe vorhanden und wohl auch leicht herzustellen waren, weil die umgebenden Gebirge, wenn auch nicht dicht bewaldet, so doch sicher nicht so vegetationslos waren, wie dies jetzt der Fallist. Wir müssen uns also wohl im Altertum das östliche Anatolien und Armenien besetzt denken mit einer Reihe kleiner von einander unab- hängiger Städterepubliken, die nur lose untereinander zusammen- hingen, und die bald diesem, bald jenem Könige tributpflichtig waren, im übrigen aber, solange nicht Mißernten eintraten oder das eigene Ackergebiet zum Schauplatz eines Krieges wurde, ihr Einzeldasein unabhängig vom Lauf der großen Welt- geschichte in ewig gleichem Wechselspiel fristeten. — — Im Innern des westlichen Kleinasiens schließen sich die jugend- lichen Schotteranhäufungen zu einer gewaltigen Fläche, einer Ova größten Stiles, zur Lykaonischen Senke zusammen. Da hier die kleinen und größeren aus den Gebirgen hervortretenden Flüsse nicht weit ins Innere der Ebene eindringen können, So sondern schon nahe am Itande versiegen, ‚so bildet sich ein Steppencharakter der Landschaft aus. Nahe den Küsten im nördlichen, westlichen und südlichen Teile des Landes fehlen die Talebenen fast völlig, doch zeigen uns die gewaltigen Akkumulationsterassen, daß auch hier eine Zeit geherrscht hat, wo die Erosion fast ganz aufgehoben war, und eine allgemeine Auffüllung aller bestehenden Hohlformen im Gange war. Diecharakteristischen Oberflächenformen Kleinasienserklären sich sehr einfach durch die Annahme, daß nach einer Zeit aus- gereifter Erosion eine beträchtliche Höherlegung der Erosions- basis erfolgte, durch die sich alle Täler auf mehrere hundert Meter Höhe mit Schottern und lacustren Sedimenten füllten, eine Zeit, in der wie man zu sagen pflegt, das Gebirge in seinem eigenen Schutt erstickte. Fanden wir doch jugendliche Schotter in ungeheurer Mächtigkeit sogar dicht unter dem höchsten Grat des östlichen Anatoliens, der Wasserscheide zwischen Halys und Euphrat. In relativ jugendlicher Zeit ist dann die Erosions- basis wieder tiefer gerückt und ein neues Flüssesystem hat sich in das Gelände eingeschnitten, teils dem alten folgend, teils auch kreuz und quer die Riegel zwischen den ehemaligen Flußtälern durchsägend. Dieser letztere Prozeß ist noch jetzt im Gange, und viele hunderttausend Jahre werden noch ver- gehen, ehe die Flußtäler ausgereift und die alten Seebecken und Schotterterrassen wieder ausgeräumt sein werden. Die sroßen Deltas des Halys und Iris, vor allem aber die jungen Aufschüttungen des vereinigten Euphrat und Tigris an ihren Einmündungen in den persischen Golf geben uns Beweis vom rastlosen Fleiß, mit dem die Flüsse bei dieser Arbeit beschäftigt sind. Fragen wir uns nun nach dem geologischen Alter der Vorgänge, so finden wir zunächst einen Anhalt an dem mehr- fach beschriebenen Vorkommen pliocäner Reste in den Schichten der Lykaonischen Senke. Auch in den übrigen Ovabildungen nimmt TschicnAtcuerr teils als durch Fossilen bewiesen, teils aus Analogie abgeleitet, ein pliocänes Alter an. Nun wissen wir, daß im ganzen östlichen Mittelmeer in. sehr später, post- pliocäner Zeit ein Stufenabbruch stattgefunden hat und daß besonders das Ägäische Meer eine überaus jugendliche Bildung ist. Wir werden nicht fehlgehen, wenn wir diesen jugendlichen Abbruch für die Neubelebung der Erosion in Kleinasien ver- antwortlich machen. Bedenken wir aber, daß im südlichen Kleinasien z. B. durch TırrzE jungtertiäre marine Schichten in beträchtlicher Meereshöhe lagernd nachgewiesen wurden, so müssen wir annehmen, daß es sich nicht nur um einen Einbruch des jetzigen Meeresgebietes, sondern zugleich um eine Hebung Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 33 des Festlandes gehandelt hat. Die hochgelegenen marinen Schichten zeigen uns aber auch, daß die zur Bildung der Ova geforderte hohe Lage der Krosionsbasis tatsächlich bestanden hat. Wir müssen indessen annehmen, daß sie in früherer Zeit schon einmal wesentlich tiefer lag. Wie hätten sich sonst die weiten Becken bilden können, in denen sich die jugendlichen Binnensedimente absetzten? PnıLipson!) hat, auf den älteren Arbeiten NEUMAYRS fußend, die Geschichte der Entstehung des Ägäischen Meeres uns sehr genau bekannt gemacht. Es zeigt sich, daß am Ende des Miocäns das Mittelmeer nur auf den westlichen Teil seiner jetzigen Ausbreitung beschränkt war, daß aber im Norden des Balkans, der Ägäis und Kleinasiens erst ein großes, dann mehrere kleinere getrennte Süßwasser- Becken bestanden, in denen sich die sarmatischen Schichten absetzten, und die südwärts bis ins Gebiet der Dardanellen reichten. In der folgenden pontischen Zeit war im Gebiet der Ägäis und nördlich davon Festland, und erst später bildeten sich wieder ausgedehnte Seebecken, die besonders in Thrakien wohlerhalten sind. Die Süßwasserfauna wird aber in diesen sogen. levantinischen Schichten stellenweise und zeitweise durch eine brackische verdrängt, welche uns beweist, daß das Meer hier und da zu diesen Seebecken Zutritt‘ hatte. Hier finden wir also den deutlichen Beweis einer bedeutenden relativen Höhenlage des Meeresspiegels und somit der Erosions- basis, wie wir sie zur Erklärung der Entstehung der Ova- landschaften gefordert hatten. Im Öberpliocän setzt dann kräftige Erosion ein, und wir finden allenthalben Landtiere in den oberpliocänen Sedimenten. — Das Alter einer abgetrennten Schichtengruppe läßt sich zwar mit Sicherheit nur mit Hilfe organischer Reste durch paläontologische Untersuchungen ent- scheiden; da aber die wenigsten unter den horizontalen Schichten der Talbecken Kleinasiens bis jetzt organische Reste geliefert haben, so sind wir wohl berechtigt, diesen Schichten vorläufig und bis zum Beweise des Gegenteiles levantinisches Alter zuzuschreiben. Auf der Insel Kos finden sich Meeres- bildungen bis zu 200 m Höhe, und NEUMAYR ist geneigt, diesen ein altdiluviales Alter zuzuschreiben. Wenn dies richtig ist, so haben wir allerdings eine zweite noch spätere Höherlegung der Erosionsbasis anzunehmen; aber daß erst seit Rück- gang dieser die gewaltigen Durchbruchstäler entstanden _ ) Verh. VII. internat. Geogr.-Kongr. 1899. Verh. Ges. f. Erdk. 1897. Hevrrsers Zeitschr. 1898. sein sollten, in denen der Halys, der Iris und der Euphrat mit seinen Nebentälern die vielfachen Beckenbildungen auf- geschlossen hat, will recht unwahrscheinlich klingen. Nicht umöglich wäre es aber, daß z. B. die gewaltigen Schottermassen im mittleren Mäandertal, die dicht hinter der Stadt Aidin so prachtvoll aufgeschlossen sind, ihre Entstehung dem Rückstau des Flusses in dieser Zeit verdanken. Höchst auffallend ist übrigens die Ähnlichkeit der Geschichte unseres Landes mit derjenigen der Dinariden, wie sie durch neuere Forschungen Gruxps und anderer festgestellt wurde. Wir finden hier oligocäne Faltung, dann miocäne Verrumpfung, spätpliocänen Stufenabbruch und seitdem kräftige Erosion, die allerdings hier, der Natur der Gesteine entsprechend, sich als Verkarstung geltend macht. Die oligocäne Faltung wird uns in Kleinasien allenthalben durch die geneigte Schichtenstellung des Eocänes bewiesen. Von einer miocänen Verrumpfung erzählt uns die auffallende Gipfelgleiche weiter Gebiete, und auch die Formen der Ovabecken lassen einen älteren, weitausgereiften Erosions- zyklus vermuten. So machen sich bis ins innerste und östlichste Anatolien hin die Wirkungen der jungen Krustenbewegungen bemerkbar, die wir an der Westküste und in der ganzen weiteren Umgegend der Ägäis so prachtvoll verfolgen und studieren können, | Manuskript eingegangen 19. Juli 1909.) 33” D16 17. Beiträge zur Kenntnis der Tektonik des Ostendes der Weißensteinkette im Schweizer Jura-Gebirge. Von Herrn H. GERTH in Bonn. (Hierzu Tafel VII—IX und 8 Textfiguren.) Die Weißensteinkette, die südlichste Kette des Solothurner- Jura, wird nahe ihrem Ostende zwischen Solothurn und Olten von einem Quertal, der Klus von Önsingen durchbrochen. Nur wenig weiter östlich wird auch die nächstfolgende Jurakette von einer solchen Klus, der Mümliswiler Klus, durchschnitten. Diese beiden Klusen haben schon oft das Augenmerk der Geologen auf sich gelenkt, besonders nachdem man erkannt hatte, daß es sich nicht um die einfache Durchsägung regel- mäßiger Juragewölbe handelt, sondern daß die Ketten an den Stellen, an denen sie von den Quertälern durchbrochen werden, auch ganz anormal gebaut sind. Durchquert man eine der beiden Klusen von Süden nach Norden, so trifft man zunächst auf den bei oberflächlicher Be- trachtung vollkommen normal entwickelten Südschenkel des Gewölbes (man vgl. die Kartenskizze Fig. 1 der Önsinger Klus $.522.) Auf die Kalkmassen des oberen und mittleren Malms folgt die Kombe des Argovien und hierauf der Dogger mit den Kalken des Rogensteins. Letztere ziehen, als Terrainkante stark heraus- ragend, am “Gehänge: hinauf und bilden die hoch oben weit zurückliegende Wand der zirkusartig erweiterten Klus. Tief unten am Boden der Klus treffen wir im Scheitel der Anti- klinale an einer Stelle, an der man Lias und Keuper erwarten sollte, ein Gewölbe aus oolithischen Kalkbänken, das sich bei genauer Prüfung ebenfalls als Rogenstein erweist. Auf dieses tiefliegende Doggergewölbe folgt nach Norden hin die Argovien- kombe und schließlich die Malmkalke des Nordschenkels in offenbar normaler Lagerung. Auf der Nordseite zieht das Band der Malmkalke am Gehänge hinauf und bildet die oben zurück- tretende Wand des Klusenzirkus, deren südlicher Teil, vom Malm nur durch eine schmale Scharte getrennt, aus Rogenstein besteht. er NR ri ae = 517 Um diese anormalen Lagerungsverhältnisse zu erklären, nahm MülLgEerG!) an, daß, nachdem im Scheitel der ee ein Längstal bis auf Yan Do erodiert war, der Südschenkel über den Nordschenkel heraufgeschoben Hank sei?). Indem MÜNHLBERG von der Annahme ausging, daß das tiefe Dogger- sewölbe im Zentrum der Klus seitlich unter die hoch oben weiter zurückliegenden Doggerwände fortsetze, hat er sie in seinen Profilen in eine Ebene untereinander projiziert und durch eine flach nach Süden geneigte Überschiebungsfläche getrennt. GREPPIN?) glaubte eine Faltenverwerfung zu sehen, an der der Nordschenkel abgesunken und der südliche Teil des Gewölbes überschoben sei. RorHPrLETzZ*t) nahm eine flach nach Süden ge- neigte Bruchfläche an, auf der die Überschiebung durch seit- lichen Druck in der Tiefe erfolgt sein soll. Während alle diese Deutungen eine Überschiebung von Süden benötigten, glaubte SrEınmann?) die Verhältnisse am besten durch zwei von Norden her in die Kette einspringende und sich schiefwinklig schneidende Verwerfungen erklären zu können, die auf der Nordseite der Antiklinale einen dreieckigen, in die Tiefe gebrochenen Ausbiß erzeugten. Diese zweifellos einfachste Erklärung hat eine scharfe Erwiderung MÜtHLBERGS®) hervorgerufen, durch die sich StEINMANN veranlaßt sah, eine ‚genaue Kartierung des Klusengebietes in Angriff zu nehmen. Im Jahre 1907 hatte Herr Prof. SrEismann die Güte, mich mit der Fortsetzung dieser Arbeit zu betrauen, die ich in den letzten Sommern während der akademischen Ferien vollendet habe. Die geologische Aufnahme im Maßstabe 1:25000 um- faßt das zwischen Egerkingen, Langenbruck und Oberpipp, !) Müntusere, F.: Bericht über die Exkursion der Schweizer. geolog. Gesellsch. Eclog. geol. Helvet. III, Lausanne 1892, und Geolog. Exkursionen im östlichen Jura. Livret-Guide geol. VI. Congres geol. intern. Zürich 1894. Exk.5, Taf. V. 2) Die größte Schwäche der Münuzersschen Erklärung, die starke Erosion in der Zeit zwischen der Auffaltung und dem Eintreten der Überschiebung, glaubte Buxrorr (Ber. d. oberrhein. geol. Ver. Heidelberg) 1909, S. 85) neuerdings beseitigen zu können; er nimmt an, daß die ursprünglich auf dem tiefen Doggergewölbe liegenden Malmschichten vor der Stirn der Überschiebung aufgestülpt und angehäuft worden seien. ®) Greppis, Eo.: Einiges über die Orographie der Umgebung von Langenbruck. Verhandl. naturforsch. Gesellsch. X. Basel. #) Rorupterz, A.: Geotektonische Probleme. Stuttgart 1894. ®) STEINMANN, G.: Zur Tektonik des nordschweizerischen Ketten- jura. Zentralblatt f. Min. Stuttgart 1902. 6) Münugere, F.: Zur Tektonik des nordschweizerischen Ketten- jura. Zentralblatt f. Min. Stuttgart 1903. 518 Laupersdorf, Ramiswil gelegene Stück der Weißenstein- und Farisbergkette. Herr Dr. Denmaes hat das entsprechende Stück der Paßwangkette kartiert, und Herr Dr. GroscH ist mit der Untersuchung der nördlich anschließenden Überschiebungszone beschäftigt. Beide Arbeiten sind der Vollendung nahe, und wir hoffen noch gegen Ende dieses Jahres eine gemeinsame Karte in Buntdruck, begleitet von aneinander schließenden Pro- filen durch die drei Ketten des Faltenjura und die Über- schiebungszone bis in den Tafeljura veröffentlichen zu können. Um mir einen Überblick über: den Bau der Ketten zu ver- schaffen, habe ich auch die angrenzenden Gebiete begangen und namentlich einen Monat des letzten Herbstes darauf verwandt, die Weißensteinkette sowohl nach Osten als auch nach Westen bis zur Rötifluh genauer zu untersuchen. Auf den anormalen Bau dieser Kette zwischen dem Gebiet der Klusen und dem Weißenstein hat in neuerer Zeit wieder MÜHLBERG!) hingewiesen?). Von Walden (südwestlich Önsingen) bis zur Balmfluh am Ostende des Weißensteins sind vom Südschenkel der Kette nur der Muschel- kalk, Keuper und Lias einigermaßen normal entwickelt, während alle höheren Schichten nur stellenweise in stark gestörter, über- kippter Lagerung oder in Gestalt unvollständiger isolierter Reste vorhanden sind. Dafür finden wir zwischen Niederpipp und Attis- wil, der Kette vorgelagert und weit in das Molasseland hinaus- ragend, mächtige Dogger- und Malmmassen, teils zertrümmert und wirr durcheinander liegend, teils noch im Zusammenhang und flach gegen die Kette einfallend. MüÜHLBERG glaubte die tektonische Störung,von der Önsinger Klus über die Schwengimatt, Wolfisberg, Farnern, Günsberg bis in die Gegend der Einsiedelei nördlich Solothurn verfolgen zu können. Hier als Verwerfung entwickelt, findet an ihr, nach diesem Autor, östlich Günsberg eine Überschiebung aus Süden statt, die im Gebiete der Klusen ihr größtes Ausmaß erreicht.-. Die ungeheuren Bergsturzmassen der Gegend von Oberpipp rekrutieren sich aus den abgestürzten Komplexen des Südflügels der Kette. Im Anschluß an seine schöne Monographie des Weißensteins?) hat kürzlich auch Bux- TORF vier Profilentwürfe durch die Gegend von Günsberg !) Tektonik d. nordschw. Kettenjura, S. 481. *) Ein im wesentlichen richtiges Bild der dortigen Verhältnisse gibt schon die Skizze Gressuis; Observations geologique sur le Jura soleurois. N. Denkschrift d. schweiz. naturforsch. Gesellsch. II 1838 Taf. I. 3) Buxtorr, A.: Geologische Beschreibungdes Weißenstein-Tunnels und seiner Umgebung. Beitr.z. geolog. Karte d. Schweiz. N. F., Lief. XXT. ern 1907. 519 veröffentlicht, er erklärt die Reduktion des Südschenkels in dieser Gegend durch eine Überschiebung des nördlichen Teils der Kette über den Südschenkel von Norden nach Süden. Diese interessanten Probleme veranlaßten mich, das in Rede stehende Gebiet genauer zu untersuchen und teilweise karto- graphisch aufzunehmen!). Da die Ergebnisse in den Rahmen einer Erläuterung zur Karte des Klusengebietes nicht hinein- passen, und sich auch die Veröffentlichung letzterer noch ver- zögern kann, möchte ich meine tektonischen Resultate schon jetzt hier an Hand einer Profilserie (Tafel VII—IX) mitteilen. Fangen wir unsere Betrachtung’), um von EKinfacherem zu Komplizierterem fortzuschreiten, am Ende der Weißensteinkette bei Olten an. Steigt man nördlich Hägerndorf die sog. Teufels- schlucht hinan, so bewegt man sich nach Durchquerung des flach (250%) nach Süden fallenden Kimmeridge, auf eine große Strecke im Niveau der oolithischen Kalkbänke des Mittelsequan empor. Erst an der Stelle, an der die Schlucht nach Westen umbiegt, erhebt sich das Sequan etwas über ihren Boden. Gleichzeitig treten die Kalkbänke ein wenig zurück und bilden eine kleine zirkusartige Erweiterung, da ihre mergelige Unter- lage auf eine kurze Strecke der Erosion zugänglich wird. Weiter gegen Nordwest ansteigend, kehren die flachliegenden Kalke wieder in das Bachbett zurück. Bald nehmen sie eine nach Südost geneigte Lagerung an und steigen zum Südschenkel der nächstfolgenden Kette empor. Die geschilderte schwache, flexurartige Aufwölbung im Südschenkel dieser Kette (Profil 1) ist das Ende der Weißensteinkette, deren Scheitel wenige Kilo- meter westlich bereits 1000 m überragt. In Gestalt ähnlicher flacher Aufwölbungen finden wir sie nach MÜHLBERG noch weiter östlich bei Olten und auf der Strecke Schönenwerth — Aarau angedeutet. Verlassen wir die Schlucht nnd wandern auf der Straße Hägerndorf—Langenbruck nach Westen. Südlich der Straße trifft man im Wald auf den noch südöstlich fallenden Felsen bei Eggrain, in (Gestalt von Bohnerz und Molasse, die letzten Spuren der die beiden Ketten trennenden Tertiärmulde. Diese Mulde, die bei Balsthal eine so beträchtliche Breite und Tiefe I) Wie mir Herr Buxrorr persönlich mitteilte, ist er an einer Fortsetzung seiner Untersuchungen in diesem Gebiet zurzeit ver- hindert. 2) Man vergleiche zu den weiteren Ausführungen folgende Blätter des topographischen Atlas der Schweiz in 1:25000:149 Olten, 148 Langenbruck, 162 Önsingen, 111 Balstal, 113 Wangen a. d. A., 110 Welschenrohr, 112 Weißenstein. 520 erreicht, hebt sich hier aus. Im nahen Unterwald fällt der Nordschenkel deshier schon ziemlich hoch aufgerichteten Gewölbes steil ein, während der Südschenkel sich in fast gleichbleibend flacher Lagerung bis unter das Molasseland herunterzieht (Profil 2). Das die Kette quer durchschneidende Sandtal, dessen Boden im Scheitel der Antiklinale bis auf die Mergel des Argovien erodiert ist, verdankt wohl einer unbedeutenden Quer- störung seine Entstehung. Östlich ist der Scheitel der Anti- klinale etwas mehr nach Norden verschoben und der Nord- schenkel steiler gestellt. Westlich zeigt das Gewölbe einen anderen Bau. Indem sich auch der Südschenkel steil stellt, bildet sich das sog. Koffergewölbe heraus. Das breite Dach des Gewölbes erfährt eine schwache flexurartige, Einsattelung und der eigentliche Scheitel wird stark nach Norden verlagert. In ersterem ist die von drei Seiten von Malmkalkbändern um- schlossene Wanne erodiert, in der die Kuranstalt Friedau liegt (Profil 4). Ob die Malmkalkreste des Nack nur durch die Erosion von der hohen Fluh getrennt sind, oder ob auch hier eine Dislokation eine Rolle spielt, mag dahingestellt sein; immerhin ist die genau im Scheitel der Antiklinale liegende Lücke auffällig (Profil 3). In Profil 5 erreicht die Einsattelung ihr Maximum, in ihrem Bereich ist das Gewölbe bis auf die Variansschichten erodiert (Josenmatt). Die steile Aufrichtung führt im Nord- schenkel (Profil 6 bei Oberwieshöfe) bereits zu Reduktionen der Schichten, und am Nordrand der Hochmatt bedingt sie weitere Komplikationen. An der scharfen Umbiegungsstelle ist hier in den äußeren Kalkbänken eine zum Bruch führende Knickung der Schichten eingetreten. Sie ermöglicht es den Partien des Daches, beim Fortschreiten der Erosion zum Teil über die steil- gestellten und überkippten Schichten der Flanke herunter- zugleiten. Auf ganz ähnliche Weise sind im Südschenkel bei Oberbuchsitten (Profil S) die Malmkalke des Gewölbedaches über die steilen und überkippten Schichten des Südschenkels hinausgeschoben. Diese Profilkonstruktion gründet sich auf folgende Tatsachen: Die. dislozierte Scholle wird durch den tief eingeschnittenen Wengigraben, an dessen Ausgang Ober- buchsitten liegt, von der östlich gelegenen Haardt getrennt. Am Südrande der Haardt, nordwestlich Oberbuchsitten, fällt der bohnerzbedeckte Malmschenkel noch steil unter die hier hoch heraufreichende Molasse ein (Profil 7). Auf der West- seite des Wengigrabens sind dagegen flachliegende Bänke des Mittelsequan weit aus der Kette herausgeschoben. Ihre Stirn ist westlich der Kirche von Oberbuchsitten stark zertrümmert. 521 Weiter im Westen scheint der Südschenkel, an den gegen den Roggen emporführenden Wegen noch einmal normal ge- baut zu sein. Zweifellos durchsetzen in dieser Gegend (Ober- buchsitten, Tiefmatt) eine oder mehrere Querstörungen die Kette, die hier ja auch ihre Richtung etwas ändert. Sie zerlegen die Malmkalke der Gewölbeflanke heute in einzelne verschieden gebaute Schollen, während sie in den darunter liegenden Mergeln des Argovien gar nicht zum Ausdruck kommen. Der Scheitel der weiten Antiklinale hat in den Profilen 7, S und 9 eine besondere Herausstülpung erfahren, wie der tief bis ins Callovien erodierte Oberbuchsittenbach südlich Tiefmatt erkennen läßt. Diese Aufstülpung trägt oberhalb der Alphöhe den östlichen Ausläufer der aus Sequan und Kimmeridge aufgebauten Kalkplatte des Roggens. Die fast ebene, nur in einer schief zur Richtung der Kette verlaufenden Linie etwas geknickte Platte können wir in den nächsten Profilen auf dem breiten Dach des Gewölbes schwimmend beobachten. Sie steht nämlich nirgends mehr mit den Malmkalken der Schenkel in Verbindung. Eingeleitet durch Vorgänge, wie wir sie an der Hochmatt und bei Oberbuchsitten kennen gelernt haben, sind die scharfen Umbiegungen des Koffergewölbes mit dem Fort- schreiten der Erosion zu Bruch gekommen. Als gewaltige Schuttmassen und im Zusammenhang abgerutschte Schollen be- decken sie nun die Flanken der Antiklinale und verhüllen die steilen und überkippten Schenkel. Von solchen Trümmerhalden ist das ganze Gebiet zwischen Oberbuchsitten und Önsingen von der Ebene der Dünnern bis hinauf zu den Wänden der Roggenfluh erfüllt. Auch im Norden bedecken sie westlich Holderbank beträchtliche Strecken der Mulde von Balsthal, und nur mühsam hat sich der Augstbach hier einen Weg durch die von beiden Ketten zusammentreffenden Trümmer gebahnt. Wir nähern uns nun dem Gebiet der Önsinger Klus. Die verschiedenen Auffassungen der Tektonik habe ich in der Ein- leitung schon dargelegt. Durch die genaue Kartierung ist die Deutung Sreınmanns vollauf bestätigt worden. Eine eingehende Widerlesung der von MÜHLBERG gegen STEINMANN angeführten Punkte sowie eine ausführliche Erklärung der tektonischen Einzelheiten behalten wir uns für den erläuternden Text zu unserer Karte des Klusengebietes vor. Ehe wir die einzelnen Profile betrachten, seien nur folgende Tatsachen kurz hervorgehoben. Das tiefliegende Doggerge- wölbe des Hesselbergs in der Klus setzt nach Osten nicht unter die Rogensteinwand des Sonnenwirbels fort. Steigt man vom Hesselberg nach Äußere Klus herunter, so treten in den Wiesen 522 ‘000 09:7 qRIsgem) OYEJUIS}SUOgTT> i J9p ul es op Jungesun A2P 9ZZI1S ayastuogyo], "Lg ERS Bagsız10M ee AAN Ara" Uoprdm .2d9 „mızuuoT yirinalüngg‘ a RA a A AAA E silIRU II] ES2W/ “ We (\ INN IR N N N N - X ERaR, 0, AIR N ilanonoy 2 7 NN ER = NER S Feld. ra AABUPRDAER 4L BEE en DH an N : 7 | NENNEN,» LOST Si NEUN N ER IR > NN = Berl, EDNONUNDENDENNEN,. 7 / ymiJuobboy NN NN 7 FA Eh Im un \ 178687) 7; jed DR SIT Heel /Irr; i Mn NIE ® u II ÜBLEILN AR Inn 117doymaH TaRgn, Fan. .D. I: Wobl de 7 En uonpups pDunddanps muıuoßunysomsog ss) 101401109 p ompds F--] wosspunlawums]| "| Vonbas n abpı.oung 777, soı7 ul z4010g www) unojsueben)dnoH N ISSDIOY say adouuf £6% Ivy3sıpg VER unterhalb des Hofes die hier an einer N—S verlaufenden Ver- werfung abgeschnittenen Platten des obersten Rogensteins (Parkinsoni-Sch.) heraus. Sie stoßen gegen Osten unmittelbar an Opalinuston, der die Unterlage des höheren . Dogger- komplexes bildet. Tiefer unten im Bachriß kommen ge- schleppte Murchisonae-Schichten mit aufgebogenem Rogenstein in Kontakt. Von dem unteren Doggergewölbe auf der West- seite der Klus, dem Rislisberg, nahm MÜnLBERG an, daß es unter Wannenfluh und Außerberg nach Westen fortsetze und in der Randfluh nördlich Oberpipp wieder auftauche. In der Tat ist aber das gegen Osten untertauchende Randfluhgewölbe an einer nördlich Walden gegen die Schwengimatt herauf- ziehenden Verwerfung abgeschnitten, wie die längs dieser Linie steil aufgebogenen Liasschichten beweisen. Hesselberg und Rislisberg sind an zwei von Ost und West kommenden und in die Kette einspringenden Verwerfungen von den hohen Doggergewölben des Sonnenwirbels und der Wannenfluh abge- sunken. Die östliche Verwerfung tritt wohl, wie schon SrEın- MANN vermutete, aus der Farisbergkette in die Weißenstein- kette über '). Eirstere durchsetzt sie in schiefer Richtung und begrenzt die Grabendepression, in der die Mümliswiler Klus liegt, im Osten. In der Weißensteinkette läuft sie, wie das tektonische Kärtchen zeigt, zunächst im Nordschenkel entlang, der an ihr gegen das Dach des Gewölbes, den Roggen, in die Tiefe ge- sunken ist. Sie sei deshalb Roggenverwerfung genannt. Südlich Balsthal am Brentenhubel springt sie plötzlich schief- winklig in die Kette ein und trifft, ohne den Südschenkel zu I) Die steil nach Süden fallende Schloßfluh im Südschenkel der Farisbergkette nimmt gegen Osten eine überkippte Lagerung an, und die aus überkipptem Sequan bestehende Fluh östlich Enge Klus bricht plötzlich ab. In ihrer Fortsetzung nach Osten treffen wir im Wald bei Staldenhölz flach ansteigendes Kimmeridge und Sequan, das die flach nach Süden geneigte Malmkalkplatte der Rinderweid bildet. Zweifellos wird bier die Flanke der Kette von einer Störung durch- setzt, die die beiden so verschieden gebauten Stücke des Südschenkels voneinander trennt. Sehr auffallend ist nun, dab gerade an der gegenüberliegenden Stelle der weiter gegen Osten ausgebrochene und unter Trümmern verborgene Nordschenkel der Weißensteinkette plötz- lich wiedereinsetzt; und zwar in Gestalt einer Fluh aus steilgestellten Malmkalken, die an einer nach Osten nicht weiter zu verfolgenden Verwerfung in die Höhe geschleppt sind. Gleichzeitig nimmt die Tertiärmulde von Balsthal westlich der sie quer durchziehenden Linie an Breite zu. Trotz dieser auffälligen Tatsachen wird die von SrEın- MANN hier angenommene, von der einen in die andere Kette hinüber- setzende Störung von Müntzerg geleugnet. durchbrechen, unter nahezu rechtem Winkel auf eine zweite von Westen kommende Verwerfung. Diese Störung läßt sich vom Weißenstein her in der Kette verfolgen, auf der Westseite der Klus beobachten wir sie auf der Schwengimatt. Sie senkt hier ganz analog der Roggenverwerfung den Nordschenkel gegen das Gewölbedach ab, ich nenne sie Schwengimattverwerfung. Am Östende dieser hochgelegenen Matte springt auch sie schief- winklig in die Kette ein, um, wie geschildert, auf die Roggen- verwerfung zu stoßen. Beide Brüche heben sich in ihrem Treff- punkt gegenseitig auf. Schon StEInMAnn nahm an, daß die beiden Verwerfungen der Schwengimatt und des Roggens auch durch eine geradlinige, dem Südrande des Kluser Roggens ent- langlaufende Störung miteinander in Verbindung stehen(gestrichelte Linie der Skizze, Fig.1). Die an ihr auftretenden Schleppungen der Malmkalke sind noch heute an der Fluhwand des Kiuser Roggens erhalten. An dieser geradlinig die Nordflanke des Gewölbes durchziehenden Störung sank der Nordschenkel in die Tiefe, und gleichzeitig brach das durch die in die Kette einspringenden Verwerfungen begrenzte Stück des. Gewölbe- scheitels ein. Diese natürliche Bresche benutzten die sich im Synklinaltal ansammelnden Wasser, und indem sie den durch die sich zersplitternden Verwerfungen schon dislozierten Süd- schenkel durchnagten, haben sie sich, tiefer und tiefer ein- schneidend, das Quertal der Klus geschaffen. Verfolgen wir nun den Einbruch an der Hand der Profile im einzelnen. In den Schnitten 12—14 sehen wir das Ge- wölbe an seinem Nordrand durch die Roggenverwerfung abge- schnitten, der Nordschenkel ist in die Tiefe gesunken. Die Kalkbänke des Malms sind an der Verwerfung steil in die Höhe geschleppt, ihre Mächtigkeit mehr oder weniger reduziert. Aus der in die Tiefe gebogenen Stirn des Gewölbedaches ist unterhalb des Roggenhauses eine aus ÜCallovien-Spatkalk und Mergeln bestehende Scholle ausgebrochen und in verkehrter Lagerung auf die Schichtköpfe der Malmkalke des Nord- schenkels umgekippt worden (Fig. 1). Bald stellt sich noch eine zweite Verwerfung ein, die mit der ersten parallel verläuft und im Balstalroggen ein staffelartiges Absinken des Gewölbe- scheitels gegen die Hauptverwerfung bewirkt (Profil 12, 15, 14, Verwerfung des Balstalroggens). Der Südschenkel, der auf der ganzen Strecke zwischen Oberbuchsitten uud Önsingen. ausgebrochen und von Trümmermassen bedeckt war, ist von Profil 14 an wieder erhalten, doch weisen seine höheren Schichten noch starke Überkippung auf. In den Profilen 15—17 sehen wir die Hauptverwerfung immer weiter in die Kette hinein- 525 rücken. Wir haben damit die Önsinger Klus erreicht. Profil 16 und 17 zeigen uns die Ostseite, 15 und 19 die Westseite des Klusenzirkus. In Profil 16 ist das hoch- und zurückliegende Rogensteingewölbe des Sonnenwirbels geschnitten und in 17 der tief unten in der Klus anstehende Dogger des Hesselbergs. Profil 18 zeigt im Rislisberg den entsprechenden Dogger- komplex der Westseite, während Profil 19 das hochliegende Rogensteingewölbe der Wannenfluh durchquert. Auf der Öst- seite der Klus wird die Hauptroggenverwerfung von einer ihr anfangs parallelen und sich dann mit ihr vereinigenden sekun- dären Störung begleitet (Profil 14, 15, 16, Verwerfung des Önsinger Roggens). Die keilföürmige, zwischen diesen beiden Verwerfungen gelegene Scholle ist infolge des Einbruchs im Westen etwas in die Höhe gepreßt worden. Auf der Westseite der Fig. 2. Detailprofil durch den Nordrand des Balstalroggens, die Umklappung einer Callovienscholle aus der Stirn des Gewölbedaches auf die abge- senkten Schichten des Nordschenkels zeigend. Maßstab: 1:37500. Schraffen wie auf den Tafeln. Klus durchsetzt das eingesunkene Gewölbe des Rislisbergs ein sekundärer Sprung. Die westliche Partie ist an der hoch aufge- wölbten Wannenfluh nicht so tief abgesunken wie die östliche. An der Stelle, an der sich. die beiden Hauptverwerfungen dem Südschenkel der Antiklinale am meisten nähern, ihrem gegen- seitigen Treffpunkte, ist derselbe steil aufgerichtet und dann in starker Schleppung gegen die Verwerfung heruntergebogen. Die Mächtigkeit der einzelnen Schichten, besonders der mergeligen ist, stark reduziert, und die steil aufgerichteten Bänke haben zum Teil nachträglich noch eine starke Überkippung erfahren (Profil 17 und 18). Die gestrichelte Störung im Nordschenkel der Profile 16—18 ist die erwähnte geradlinige Verbindung der beiden Hauptverwerfungen des Roggens und der Schwengimatt. Ihr Zustandekommen müssen wir uns so denken, daß, als die beiden Brüche, die das Ab- sinken der Nordflanke des Gewölbes bewirkten, plötzlich in die Kette einsprangen, auch in der Fortsetzung ihrer seitherigen Richtung eine Dislokation entstand, an der nun der Nord- 526 schenkel besonders tief eingesunken ist. Der an den Haupt- verwerfungen in die Tiefe gebrochene Dogger des Hessel- und Rislisbergs erfährt an dieser Linie nur eine erneute flexur- artige Abbiegung!). Die Kalke des Malms hingegen haben an der geradlinigen Störung ihre Hauptdilokation erlitten, wie die kolossale Schleppung des Sequan an der Südwand des Kluser Rogens und an der Malmfluh am Ostende der Schwengimatt beweist. Als der Einbruch der dreieckigen tief in die Anti- klinale einspringenden Scholle erfolgte, sank der Dogger unter mehr oder wenig starker Schleppung an den hochbleibenden Partien in die Tiefe, die Kalke des Malms aber blieben zwischen letzterem festgeklemmt und erlitien an der geradlinigen, auf den Nordschenkel beschränkten Störung ihre Hauptabsenkung. Die Kalke des Doggers zeigen also ein ganz abweichendes tektonisches Verhalten von denen des Malms, das durch die weichen Mergel des Callovien und Argovien ausgeglichen wird. Als die nördlichen Partien in die Tiefe gesunken waren, verursachte die frei werdende Spannung im Gewölbe einen Druck der hochgebliebenen Teile gegen die in ihr Niveau ab- sesunkenen. Bestanden letztere nur aus den in die Höhe ge- schleppten und ausgedünnten Schichten des Malms, so wurden sie nach Norden übergelegt. Ja das Überquellen des hochge- bliebenen Gewölbeteils konnte sogar zu kleinen Abschürfungen und lokalen Überschiebungen führen wie am ÖOstende des Kluser Roggens?) (Profil 16). Durch die Schleppung an der geradlinigen Störung und den durch die frei werdende Gewölbe- spannung ausgeübten Druck erklären sich alle die Erscheinungen, die MÜurLrERG glaubte durch den Heranschub eines Dosger- massives gegen die durch die Erosion herausgeschälten Malm- kalke des Nordschenkels erklären zu können. Auch die oben erwähnte umgeklappte Oallovienscholle am Nordrande des Balsthalroggens findet so ihre Erklärung (Fig. 2). Durch den Druck des hochgebliebenen Gewölbedaches gegen die steil auf- gebogenen Malmkalke des abgesunkenen Nordschenkels wurden diese nach Norden übergelegt. Als die fortschreitende Erosion !) Hiervon kann man sich an der die Klus durchziehenden Straße leicht überzeugen. Der eingesunkene Rogerstein ist an seinem Nord- rand mit 50° auf der Westseite 65° Neigung in die Tiefe gebogen, während unmittelbar nördlich der dort befindlichen Arbeiterhäuser der Spatkalk des Callovien flach unter die Malmfluh des Nordschenkels einfällt. ?) Hier herrscht infolge des Zusammentreffens verschiedener Störungen ein sehr komplizierter Bau, auf dessen ausführliche Dar- stellung ich an dieser Stelle nicht eingehen kann. die sie stützende Molasse mehr und mehr entfernte, brachen sie aus. Noch heute liegen die Reste der abgerutschten Partie unten auf der Molasse bei Punkt 638 der topographischen Karte. Nun hatten aber die von dem hochgebliebenen Ge- wölbedach steil heruntergebogenen Callovienschichten keinen Halt mehr, und unter dem auf sie wirkenden Drucke wurden sie nach Norden in die geschaffene Lücke herausgeklappt. Ehe wir die Umgebung der Klus verlassen, wollen wir noch einen Blick auf das Längsprofil werfen, das annähernd in der Scheitellinieder Antiklinale verläuft(Tafel IX). Östlich des Klusen- sebiets wird die sich heraushebende Kette von keiner be- deutenderen Querstörung durchsetzt. Nur durch die ver- schieden weit fortgeschrittene Erosion wird einige Abwechselung im Profil hervorgebracht. Im Gebiet der Klus springt der durch die sekundären Verwerfungen staffelartige Einbruch sehr ins Auge. Von Ost nach West folgt auf den Roggen zunächst die an der sekundären Verwerfung des Önsinger Roggens etwas in die Höhe gepreßte Scholle des Sonnenwirbels. Dann kommt die an den Hauptverwerfungen tief eingesunkene Scholle des Hessel- und Rislisbergs, in die die Dünnern jetzt ihr Bett eingeschnitten hat. Der Hesselberg ist gegen den Rislisberg an einer sekundären Verwerfung noch etwas mehr abgesunken. Im Westen der Klus zeigen uns die Profile (19—21). die Schwengimattverwerfung, sie hat den Malm des Nordschenkels in das Niveau des Rogensteins der Wannenfluh und des Außer- bergs abgesenkt. Die Stirn des Rogensteins ist an der Störung in die Tiefe geschleppt, und sogar Schichten des Callovien, die heute auf der Höhe des Gewölbes gar nicht mehr anstehen, sind an ihr heruntergebogen. Im westlichen Teile der Schwengimatt tritt eine weitere Komplikation ein, indem hier durch einen sekundären, der Hauptverwerfung parallelen Sprung die in die Höhe geschleppten Malmkalke des Nordschenkels nachträglich besonders tief eingesunken sind. Die Kalke des steilgestellten Südschenkels nehmen am West- ende der Lehnfluh überkippte Lagerung an (Profil 20), und in Profil 21 sind sie wieder ausgebrochen und unter Schutt ver- borgen. Hier hat die Überkippung des Südschenkels bereits die obersten Bänke des Hauptrogensteins ergriffen. Wie wir schon in der Einleitung erwähnten, nimmt die Kette westlich der Schwengimatt und des Außerbergs einen anderen Bau an. Die seither im Nordschenkel entlang laufende Verwerfung springt, indem sie die Kette in schräger Richtung durchquert, auf die Südseite des Gewölbes über. Gleichzeitig ändert sich der Charakter der Störung, sie wird zum Gewölbe- 528 scheitelbruch, und die ursprünglich einheitliche Antiklinale wird in zwei Teilgewölbe zerlegt. Diese Eigenschaft behält die Störung lange bei, bis sie schließlich nördlich Günsberg wieder ganz auf den Südschenkel beschränkt ist und ihn dann ebenso in die Tiefe versenkt wie den Nordschenkel im Gebiete der Klusen. Die Strecke, auf der sie als Scheitelbruch auftritt, bildet den Übergang von der Nord- zur Südseite, indem sie hier die zentraleren Teile des Gewölbes schneidet. In der Tat sehen wir im OÖ das nördliche, mit dem abgesunkenen Nord- schenkel iu unmittelbarem Zusammenhang stehende Gewölbe tiefer eingesunken und im W das südliche, dessen Fortsetzung der eingebrochene Südschenkel ist. Die tektonische Skizze des Klusengebietes läßt nahe ihrem Rande noch folgendes erkennen. Fig. 3. Schematische Figur zur Erläuterung der Profile 22—25. Strichpunkt-Linie — das Gewölbe bei der Auffaltung. Punktierte Linie = der Einbruch im Scheitel. Gestrichelte Linie — das abge- sunkene nördliche und in sich zusammengesunkene südliche Teilgewölbe. Das Rogensteingewölbe des Außerbergs, dessen Südflügel normal gebaut, während der Nordschenkel an der Schwengimattver- werfung abgesunken ist, wird durch die die Kette schräg durch- setzende Fortsetzung der Verwerfung nach W hin abgeschnitten. An seine Stelle tritt ca 2 km westlich das Rogensteingewölbe der Randfluh, das im Gegensatz zum Außerberg das normale Liegende des Malmnordschenkels der Kette ist. Im Süden wird es durch die Fortsetzung der Schwengimattverwerfung, die ich hier Randfluhbruch nennen möchte, abgeschnitten, was die plötzlich steil in die Tiefe gebogenen Kalkbänke an seinem . Südrand beweisen. Wie in den Profilen 22—24 angedeutet und durch nebenstehende Skizze erläutert wird, hat die Schwengi- matt-Randfluhstörung den Scheitel der Antiklinale zum Ein- bruch gebracht und das Gewölbe in zwei sekundäre zerlegt, von denen das südliche allerdings nur noch unvollkommen er- halten ist. Die Annahme eines Gewölbescheitelbruchs in dieser 529 Gegend stützt sich besonders auf das unten zu besprechende Profil 25. Dort sind westlich Farnern die beiden durch die Bruchlinien getrennten, aus Keuper gebildeten Gewölbekerne gut aufgeschlossen. In den Profilen 22—24 ist das weite nörd- liche Gewölbe mit flach ansteigendem Nordschenkel an dem Scheitelbruch in die Tiefe gesunken. Es senkt sich nach Osten gegen den Außerberg immer mehr, bis es schließlich durch die Störung schiefwinkelig abgeschnitten wird. So kommt es, daß gegen letztere hin der Rogenstein der Randfluh erst von Callovien und schließlich auch von den Schichten des Ar- govien bedeckt wird. Mit dem Randfluhgewölbe sinkt natür- lich auch der Nordschenkel. Östlich der Breitefluh, am Roß- weidli, bricht er dann gegen die Schwengimatt hin an einer sekundären Querstörung noch tiefer ein!). Der südliche Teil des Gewölbes mit steilgestelltem Südschenkel ist hoch geblieben, sank dann aber allmählich in sich zusammen, wobei nur die Stirn des Gewölbes an der Verwerfung in ihrer ursprünglichen hohen Lage verharrte. Diesen Einsinkungsvorgang, den ich für einen sekundären halten möchte, finden wir schon am Westende des Außerbergs angedeutet (Profil 21). Er gibt die Veranlassung zu einer zweiten Eigentümlichkeit, die die Kette in dieser Gegend auszeichnet. Ich meine die sogen. Bergsturzmassen von ÖOberpipp. Diese der Kette zwischen Niederpipp und Attiswil vorgelagerten dislozierten Massen erinnern an die Trümmer auf den Flanken des Roggengewölbes. Sie unter- scheiden sich von ihnen dadurch, daß sie ganz überwiegend aus Rogenstein bestehen, und daß sie oft große noch im regel- mäßigen Schichtverband befindliche Schollen bilden. Ich er- kläre mir das Zustandekommen dieser dislozierten Schollen und Trümmermassen sowie ihre jetzige Lage nun folgender- maßen (vgl. Fig. 2): Als das nördliche Teilgewölbe an der Bruchlinie abgesunken war, sank auch das hoch aufgewölbte südliche allmählich in sich zusammen, indem es den schon steil- gestellten Südschenkel unter immer stärker werdender Knickung nach außen drängte. Inzwischen war der Malm des Gewölbe- daches der Erosion anheimgefallen. Als letztere dann die den überkippten Schenkel stützende Molasse entfernte, hatte dieser und die auf ihn drückende Rogensteinplatte des Gewölbedaches ) Am Westende der Schwengimatt herrschen infolge des Zu- sammentreffens verschiedener Störungen im Malm des Nordschenkels ähnlich komplizierte Verhältnisse wie am Kluser Roggen. Auch blieben die Malmkalke hier wie dort, als das Doggergewölbe einsank, mit den hochgebliebenen Partien der Kette im Zusammenhang und wurden steil in die Höhe geschleppt. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 34 a keinen Halt mehr. Indem der Rogenstein seinen eigenen Schenkel vollends umklappte, und die vorragenden Malmkalke abgeschürft wurden, glitt er in das Molasseland hinaus (Profil 22)').. So erklärt es sich, daß wir an der Stirn des sogen. Bergsturzes, am weitesten in die Ebene verfrachtet, stark zer- trümmerte Sequan- und Kimmerigekalke finden, unter denen man gelegentlich auch Fetzen von Schichten des Argovien beobachten kann. Es sind die abgeschürften und weit hinaus- seschobenen Reste des Malmsüdschenkels. Dahinter kommt der bald stark zertrümmerte, bald noch große zusammen- hängende, flachliegende Schollen bildende Rogenstein des Ge- wölbedaches. Dem ursprünglichen Südrand der Kette am nächsten treffen wir auf den erst flach, dann steiler gegen sie einfallenden Rogenstein des umgeklappten Südschenkels. Hierauf folgen die Schichten des unteren Doggers und Lias, die sich gegen die Störung hin zu dem hochgebliebenen Scheitel des südlichen Teilgewölbes aufbiegen, der selbst bis auf den Keuper erodiertist. So kommt es, daß an der Störung der in die Tiefe ge- bogene Rogenstein des Südrandes der Randftluh unmittelbar an den Keuper des südlichen Gewölbekerns stößt, ja weiter östlich oberhalb Walden treffen sogar Schichten des Callovien und Argovien auf den Keuper. Der gegen den hochgebliebenen Gewölbescheitel steil aufgebogene Lias ist auf große Strecken hin ausgebrochen. Im W oberhalb Farnern kann man seine überkippten Schichten beobachten. Und im O setzen sie ober- halb Woltisberg wieder ein, um bis gegen die Schwengimatt hinauf zu ziehen. Sie fallen hier steil gegen SO unter den Rogenstein des Außerbergs ein. In den der Kette vorgelagerten Trümmermassen haben wir die Reste der höheren Schichten des südlichen Gewölbeteils zu erblicken, die heute auf der sanzen Strecke Walden—Farnern verschwunden sind. Durch den Abrutsch des Rogensteins erklärt es sich, daß die südliche Partie der Kette in dieser Gegend bis auf die Trias aufgebrochen ist, während der nördliche Gewölbeteil aus den hoch aufragenden Schichten des Doggers und Malms gebildet wird. Es sei hier ) Die hier geschilderten Verhältnisse gewissermaßen im Ent- stehungszustande zeigen einige von Buxrorr kürzlich veröffentlichte Profile durch die Velleratkette (Ber. üb. d. Vers. d. Oberrhein geolog. Ver. Heidelberg 1909, Taf. ID). Auch in der Velleratkette halte ich im Gegensatz zu Buxrorr die Komplikationen der Nordflanke nicht für tektonisch, sondern durch Einsinken des Gewölbes bedingt. Schreitet dort auf der Nordseite der Kette die Erosion weiter fort (Profil 3 und 4), so werden der kleinen Scholle von Montchaibeux noch größere Partien des über der Knickung und Ausbeulung des Schenkels sel un Gewölbeteils folgen. noch erwähnt, daß im W des Außerbergs wahrscheinlich auch eine Querstörung die Kette durchsetzt, als Fortsetzung des im Nordschenkel am Roßweidli zu beobachtenden Bruches. An ihr erscheint das südliche Teilgewölbe gegen den Außerberg, dessen Fortsetzung es ist, nach S aus der Kette herausgerückt, auch beginnt sein Zusammenbruch westlich dieser Linie. Jeden- falls ist die tiefe Einsattelung, die die Kette oberhalb Walden zwischen Außerberg und Randfluh erleidet (vgl. das Längsprofil Taf. IX) in erster Linie tektonisch bedingt durch das Einsinken des Randfluhgewölbes und den Ausbruch des südlichenTeils der Antiklinale. Fassen wir die Grundzüge im Ban dieser komplizierten Stelleder Antiklinale zusammen. Am Westende der Schwengimatt geht die Störung vom Nordschenkel durch den Scheitel der Kette allmählich auf den Südschenkel über. Der seither ein- sebrochene nördliche Gewölbeteil hebt sich in der Randfluh und weiter gen Westen nach und nach heraus. An seiner Stelle sinkt nun der südliche Teil der Antiklinale, die Fort- setzung des Ausserbergs, in sich zusammen. Gleichzeitig mit dem Uebergang des Bruches von der Nord auf die Südflanke der Kette erleidet ihre Streichvorrichtung eine Knickung. Während im Gebiet der Klusen und weiter östlich die Kette quer durchsetzende Störungen nur eine untergeordnete ‘Rolle spielten und oft nur in den Malmkalken der Gewölbe- flanken nachgewiesen werden konnten, gewinnen sie gegen den Weißenstein hin an Bedeutung, indem sie hier die Kette in ganz verschieden gebaute Schollen zerlegen. Auf dem tekto- nischen Übersichtskärtehen der Weißensteinkette nördlich Güns- berg können wir 5 solche durch (Querstörungen getrennte Schollen unterscheiden. Ganz am Rande der Karte befindet sich das Westende der eben besprochenen Scholle von Farnern, an deren Ostende die Randfluh liegt. Durch den Westrand dieser Scholle ist das Profil 25 gelegt, das bei Wüstrütti die beiden aus Keuper gebildeten, durch die Störung getrennten Gewölbekerne erkennen läßt. Wie wir sehen, ist hier im'Gegen- satz zur Randfluh bereits das südliche Teilgewölbe etwas an dem Bruch abgesunken. In dem hohen Rüttelhorn gipfelt der Malm des Nordschenkels der nördlichen Sekundärantiklinale. Es zeigen sich bereits hier die ersten Anzeichen des flexur- artigen Finsinkens, das wir in der nächsten Scholle ausführ- licher zu besprechen haben werden. Von dem in sich zu- sammengesunkenen südlichen Gewölbeteil sind uns außer dem aus Keuper und Lias gebildeten Scheitel Reste des Südschenkels in der Gißfluh nördlich Attiswil erhalten. Der Malm ist stark 34* :00008: 1 qeisgem amıpooS Tag Zuagsung ypıppıou oyrayursjsusgro A APP 922128 oyPsıuoyNaL 7 Sa HE X) 2INXOY N RRAO aa ı* G 270 UODUNJLJIMJON — = 7 YNU>2S rar zJ9uJ0g VV v2S8D] N KR LUYOISIOUNUDY 109 X X SER RR 0% N x ER RX RR 0% OR OR Ar REN BUN AN Ay DEN a N AN N Ar an X) I ee, ua 0 Be | ÖNIDUONIY 3 x Des FERZ 5 3 OR 5 aD, 7.022.228 3 : N > r () B,,vvyyY,n By) N . 02. z ) MIILTÄRLLLE, (HN Tr A, YESVO s No 0 ar). 2 } 21ER UP DL 2" 11b100y , PR a gr | KAraNN 00° NE er ; 5 R in (\ i / OR ı & oo ER, N N % OR TEE BON RY OLE EEE | BISAHEN 2 BER, UN ER #06 — wen l c REN 2? er EKEN) An E N NEN, 155 opel RN AnumM------ EEE 7 Wruesen 219 LYOLUOUIS]OM moxIeu>snw 9082222] wıassw2boy ydroy RER som wonbasn abp som 777,, reduziert und steil gestellt, der Dogger vollkommen überkippt und aus der Kette hinausgedrängt. bereitet sich hier der US ter östlich ist [®, 18 wel Nur wen Ausbruch des Südschenkels vor. L 533 . von ihm nichts mehr zu sehen, und es beginnen die alles be- deckenden Rogensteinschollen und Schuttmassen. Die nach W folgende Schmiedematt-Teuffelenweid-Scholle erweist sich auf den ersten Blick als ganz anders gebaut (Profil 26). Durch den Scheitelbruch wird die Antiklinale hier in ein weites nördliches und ein schmales südliches Gewölbe zerlegst!). Das südliche sank an der Störung in die Tiefe. Schon durch den Bruch im Scheitel und mehr noch durch das Absinken wurde der von Anfang an steilgestellte Südschenkel überkippt und seine mergeligen Schichten reduziert. Da das Teilgewölbe in dieser Scholle viel schmäler ist, erscheint der Süd- schenkel gegen die Gißfluh an dem @uerbruch bedeutend in die Kette hereingerückt. Der Schenkel besteht oberhalb des Reckenackers aus nach Süden überkipptem Kimmeridge und Sequan und noch stärker umgelegtem Rogenstein, die dazwischen liegende Argovienkombe ist fast ganz ausgequetscht. Gegen die die Scholle im O begrenzende Störung sind die Schichten vollständig ausgebrochen, offenbar waren sie hier nach S aus- gebogen und ein Zusammenhang mit der Gißfluh angebahnt. Auch hier sind größere Partien aus dem Gewölbescheitel ab- gerutscht. Sie liegen jetzt weit draußen am Rande des Recken- ackers. Ja eine Scholle des überkippten Malmschenkels ist bis zur Höllfiuh westlich Attiswil verfrachtet. Die Trümmermassen erreichen bei weitem nicht die Bedeutung wie in der vorigen Scholle, da das Gewölbe, von dem sie stammen, viel schmäler ist, und offenbar nur kleinere Partien desselben zum Ausbruch und Abrutsch gekommen sind. Das weite nördliche Gewölbe ist an dem Scheitelbruch hochgeblieben, aber analog dem in der östlichen Scholle hochgebliebenen südlichen etwas in sich zusammengesunken. Die Schichten seiner Nordflanke erlitten am Hochkreuz und am Nordrande der Schwengimatt eine doppelte, flexurartige Absenkung, die wir schon in der vorigen Scholle angedeutet fanden. Auf den steil in die Tiefe gebo- genen, ja sogar etwas nach N übergelesten Rogenstein des Hochkreuzes folgt die weite, aus flachliegenden Argovienschichten gebildete Kombe der Schwengimatt, an deren Nordrand Sequan und Kimmeridge wieder steil einfallen. In den beiden benach- barten Schollen befinden sich die flachliegenden Argovien- schichten in höherem Niveau, und über sie legen sich noch die Kalke des Malms und bilden im Osten die hohe Fluh des Rüttel- !) Im westlichen Teil dieser Scholle ist wohl gar kein südliches Teilgewölbe mehr vorhanden, sondern nur ein abgesenkter und steil in die Höhe geschleppter Südschenkel. 934 horns und die Kempenfluh im Westen. So entsteht die graben- artige Depression der Schwengimatt, die zwischen dem Rüttel- horn und dem Kamben besonders auffällig hervortritt, wenn man von der Farisbergkette die Nordflanke der Weißenstein- kette betrachtet. Unterhalb der Teuffelenweid ist das nörd- liche Teilgewölbe bis auf den Muschelkalk erodiert, während im südlichen abgesunkenen erst der Keuper angeschnitten wird. Weiter nach W wandernd, kommen wir in die Scholle Hofbergli—Glutzenhof. Sie durchquert das östlichste der von > Fie. 5. Detailprofil durch den Südschenkel der Weibensteinkette bei Günsberg zwischen Dählen und Säget. Maßstab: 1:37500. Buxtorr veröffentlichten Profile (vgl. Buxtorr, Weißenstein, S. 95 ff.)!). Die höheren Schichten des Südschenkels, über dem Lias, sind hier wieder wie im größten Teile der Scholle von Farnern verschwunden, mit Ausnahme der Kimmeridge-Fluh zwischen Dählen und Säget. Selbst der Lias ist nur noch in Resten am Scheibenstand von Günsberg und westlich Dählen erhalten. Aber im Gegensatz zur Scholle von Farnern ist das Molassevorland nicht von größeren Trümmermassen bedeckt. Buxtorr erklärt das Fehlen des Südschenkels durch eine Über- schiebung desselben durch den zentralen Gewölbeteil, der weit nach Süden bis auf die Molasse vorgedrungen sein soll. An den von BuxtrorF am meisten für seine Deutung ins Treffen geführten Punkten, dem Scheibenstand von Günsberg (Teil- profil 27) und dem Bach, der die kleine Kimmeridge-Fluh zwischen Dähblen und Säget durchbricht (Fig. 5), ist nicht etwa !) Es sei hier erwähnt, daß Buxsorr ausdrücklich betont, daß seine Profilentwürfe keinen Anspruch auf Endgültigkeit machen und nur auf die zahlreichen Probleme hinweisen sollen, 535 eine Überschiebung der Molasse durch ältere Schichten zu sehen, wie sie BUXTORF in seinen Profilen 3 und 4 dargestellt hat. Das einzige, was man an den genannten Punkten beob- achten kann, ist, daß überkippte Molasse konkordant unter überkippten Lias bzw. Kimmeridge einfällt. Die Annahme einer Überschiebung des Gewölbes über seinen Südschenkel bis auf die Molasse ist also eine bloße Hypothese, die durch keine tatsächlichen Beobachtungen gestützt wird. Es lassen sich viel- mehr Gründe anführen, die direkt gegen eine solche Über- schiebung sprechen. Vor allem scheint höchst unwahrscheinlich, daß eine so bedeutende Überschiebung nur ganz lokale Ausdehnung besitzt. Westlich Brügmatt wäre der Muschelkalk des Gewölbekerns über den ganzen Südschenkel bis auf die Molasse überschoben, während direkt östlich dieses Hofes der Südschenkel wieder erhal- ten ist und eine steil aufragende Fluh bildet. Allerdings durch- setzt bei Brügmatt ein Quersprung die Kette, aber auf dem Nordflügel der Antiklinale verursacht er nur ganz geringe seitliche Verschiebungen, und es ist nicht einzusehen, wie er auf der Südseite eine so bedeutende Überschiebung plötzlich auf- heben soll. Ferner ist es unverständlich, daß nördlich Günsberg die weit auf die Molasse vorgeschobene Stirn der Überschiebung, die Kalke des Doggers und Malms, so vollkommen der Erosion anheimgefallen sein soll, daß man heute keine Spur mehr davon findet. Schließlich sollte man erwarten, daß in dem tiefen Tälchen, das vom Käspisbergli herunterzieht, die Molasse in die Kette einspringen oder Schichten des überschobenen Südschenkels sichtbar würden. Auch kann ich Buxrorr nicht beistimmen, wenn er die starke Überkippung des Lias am Scheibenstand und des dahinter folgenden Muschelkalks ohne weiteres für tektonisch ansieht und sie zur Konstruktion eines flach nach Norden fallenden Südschenkels benutzt. Nach meinen Beobachtungen sind derartig starke Überkippungen am Gehänge fast immer sekundärer Natur und setzen nicht in die Tiefe fort, besonders hier sind sie durch das Quellen des dahinter liegenden Anhydrits leicht zu erklären. Aus all diesen Gründen möchte ich die Reduktion und das Fehlen der höheren Schichten des Südschenkels nördlich Günsberg durch den Einbruch des- selben an einer Verwerfung erklären, wie ich es in Profil 27 dargestellt habe!). Der Gewölbescheitelbruch der Teuffelenweid ) Es handelt sich hier bei Günsberg um das Absinken des Vor- landes eines Gewölbes. Dieser Vorgang führt in dem benachbarten Schenkel zunächst zur Steilstellung und Streekung und schliesslich zum Bruch. Derartige Erscheinungen sind sicher nicht auf das Schweizer Juragebirge beschränkt. Am Südrand des Teutoburger- ist ganz auf den Südschenkel übergegangen und hat diesen, wie dort das südliche Teilgewölbe in die Tiefe versenkt. Die Schichten des hochgebliebenen Gewölbekerns sind steil in die Tiefe geschleppt, die des abgesunkenen Südschenkels reduziert und in die Höhe gebogen. Nach der Freilegung durch die Erosion wurden die steilgestellten Schichten in der Richtung des Gehänges überkippt, wobei auch hier der Druck der hoch- gebliebenen Gewölbepartie gegen die abgesunkene eine Rolle spielte. Dazu kommt noch das Quellen des von der Anhydrit- gruppe gebildeten Gewölbekerns, der jetzt von der Erosion angeschnitten ist. So erklärt es sich, daß in der Gegend des Glutzenhofs nicht nur der Lias, sondern sogar die Kalke des oberen Muschelkalks überkippt und ausgebrochen sind. Auch die isolierte auf Molasse überkippte Liasscholle des Scheiben- stands von Günsberg (Teilprofil 27) finded so ihre Erklärung als ein Rest der in die Tiefe gebogenen Stirn des hochge- bliebenen Gewölbeteils. Infolge des starken Einbruchs ist das ganze Stück der Antiklinale etwas nach S gekippt und gegen die beiden seitlichen Schollen ein wenig südwärts verschoben. Im Gegensatz zu dem abgesenkten oder nur unvollkommen er- haltenen Südschenkel bietet der Nordschenkel ein vollständiges Profil von der Anhydritgruppe bis zum Kimmeridge, dessen wunderbare orographische Gliederung schon öfters Erwähnung gefunden hat, und das am Käspisbergli und beim hinteren Hof- bergli vorzüglich aufgeschlossen ist. Wie in der Schwengimatt- scholle zeigt der Schenkel äuch hier eine zweifache flexurartige Absenkung, dem dazwischen liegenden, flach fallenden Stück gehört das Plateau der Kempenfluh an. Die Längmatt— Stierenbergscholle ist nur ein Teil der des Gluzenhof— Hof- bergli. Die die beiden Schollen trennende Störung läßt sich nur auf der Nordseite nachweisen, doch mag die unvoll- ständige Erhaltung des Südschenkels daran schuld sein. Profil 28 ist durch diese Scholle gelegt. Die Verwerfung, die den Südschenkel absenkt, ist noch weiter nach außen ge- rückt und dieser nicht mehr so tief eingebrochen. Die an dem Bruch in die Höhe geschleppten Malmkalke bilden die ee, zwischen Dählen und Säget (Fig. 5). An ihrem Waldgewölbes am Osning bei Bielefeld, scheinen ganz ähnliche Ver- hältnisse zu herrschen. Man vergleiche das von StıLLe entworfene Profil (Der geologische Bau des W eserberglandes in: Das Weserberg- land und der Teutoburger Wald, Bielefetd und Leipzig 1909). Die in diesem Profil weggelassenen Zwischenstaffeln zwischen Kreide und Bundsandstein dürften als Reste der in die Tiefe gebogenen Stirn des hochgebliebenen nördlichen Gewölbeteils zu deuten sein. Dal Westende ist sie infolge zunehmender Überkippung ausgebrochen, die abgerutschte Scholle liegt jetzt unterhalb Säget. Mit der nördlichen Hälfte meines Profils fällt ungefähr Buxrorrs Profil 5 zusammen, während dessen südlicher Teil in die Balmberg- scholle überspringt. An der den Stierenberg vom Hofbergli trennenden Störung erfahren die Schichten der Nordflanke des Gewölbes eine Abbiegung aus ihrer bisherigen Streichrichtung. Sie werden nach N herausgedrängt und erleiden eine Steil- stellung oder gar Überkippung. Dieses anormale Südfallen der Schichten des Nordschenkels, das im Lias und unteren Dogger Fig. 6. Schematische Figur zur Erläuterung von Profil 28. Punktierte Linie — das ursprüngliche, gestrichelte Linie — das in sich zusammengesunkene Gewölbe. bei Längmatt sein Maximum erreicht, ist die größte Eigen- tümlichkeit der Längmatt—Stierenbergscholle.. Buxrorr will es durch eine Zurückstülpung deuten, die der nördliche Ge- wölbeteil erfahren haben soll. Ich möchte die Erscheinung eher ein Einknicken und Insichzusammensinken des Schenkels nennen. Wie die schematische Fig. 6 erläutert, denke ich mir den Vorgang, der zu diesen anormalen Lagerungsverhältnissen führt, folgendermaßen. Als nach der Auffaltung der Kette der Südschenkel eingebrochen war, und das nördliche Gewölbe zu- sammenzusinken begann, riß es im Scheitel auf. Dadurch und durch die Nachgiebigkeit des aus Anhydrit gebildeten Gewölbe- kerns war es dem Nordschenkel ermöglicht, nach innen ein- zuknicken. Dies hatte ein Zurücksinken der höheren Partien des Gewölbes gegen N zur Folge, und die Schichten des Schenkels oberhalb der Knickung wurden nach N übergelegt. Die Einknickung verursachte eine Abschnürung des Ge- wölbekerns, wie sie durch die, im Tälchen bei Grüebli auf- O3 seschlossenen, nach unten konvergierenden Muschelkalkschenkel angedeutet wird. Das Zusammensinken des Gewölbes äußerte sich also hier nicht nur in flexurartigen Biegungen, sondern in einem Zusammenknicken des Nordschenkels. Der Südschenkel besteht aus Muschelkalk, Keuper und Lias, zu denen sich am Westrande der Scholle auch noch Hauptrogenstein gesellt, da ja die Verwerfung immer weiter aus dem Gewölbe herausrückt. Die Schichten sind an ihr steil in die Tiefe geschleppt, nach- träglich überkippt und zum Teil ausgebrochen. Die Querstörung, die die gegen Westen folgende Balmberg- scholle von der von Längmatt—Stierenberg trennt, ist bei weitem die bedeutendste. Die westliche Fortsetzung der Antiklinale ist an dem Sprung etwas nach Norden verschoben, im Süden nur wenig, auf der Nordseite stärker. Auf der Südseite führt die schon lange bekannte Querstörung zur Zerreißung der Schichtbänder. So wird an ihr oberhalb der Balmbergstraße in die Fortsetzung der Malmkalke der Balmfluh überkippter Rogenstein des Südschenkels der Längmattscholle geschoben. Auf der Nordseite erlitten die Kalkbänder des Lias und Doggers nur eine flexurartige Auseinanderzerrung an der Störung, während sie in den Kalken des Malms am Westende des Niederwiler Stierenbergs wieder zum Bruch führt. Die Balm- bergscholle stellt den Übergang zu dem normal gebauten Weißensteingewölbe dar. Der Südschenkel erlangt in ihr seinen regelmäßigen Bau wieder, indem die Verwerfung nur noch ganz im Östen der Scholle, am Ostende der Balmfluh, die höheren Malmschichten absenkt. (Profil 29) und dann aus der Kette herausstreicht. Die an der Störung in die Tiefe geschleppten und überkippten Schichten richten sich allmählich auf und nehmen normales Südfallen an. Auch der Nordschenkel ist nicht mehr so stark in sich zusammengesunken, natürlich wird er noch durch die östliche Scholle beeinflußt. An Stelle der Einknickung findet sich wieder eine wohl ausgeprägte Flexur, die Buxrorr Bödeliflexur genannt hat. Unterhalb derselben sind die Schichten des Nordschenkels steil abgebogen. Die höheren Lagen haben nachträglich Überkippung erfahren und sind oberhalb Welschenrohr stellenweise ausgebrochen. Von dem normal gebauten Röthifluhgewölbe wird die Balmberg- scholle auf der Nordflanke durch eine Querstörung getrennt, an der sich die Streichrichtung des Nordschenkels ändert. Gleichzeitig treten an die Stelle der steilgestellten Schichten der Balmbergscholle im Schitterwald die flach ansteigenden Bänke des Nordschenkels der Röthifluh, die Bödeliflexur ist hierkaumnoch angedeutet (Taf. VIII Profil30). Aufder Südseite voll- 0a zieht sich der Übergang allmählich, und die Balmbergscholle hat keine scharfe Begrenzung gegen Westen. Werfen wir noch einen Rückblick auf die die einzelnen Schollen trennenden Querverwerfungen. Abgesehen von der Läng- mattstörung, finden an ihnen nur unbedeutende seitliche Ver- schiebungen der einzelnen Schichtbänder statt. Während die Sprünge sich in den mergeligen Komplexen gar nicht nach- weisen lassen, führen sie auch oft in den Kalken nicht zum Bruch, sondern nur zu einer flexurartigen Verbiegung der Schichten. Ich habe sie daher auf der Skizze gestrichelt ein- gezeichnet und nur dann ausgezogen, wenn an ihnen eine tat- sächliche Verschiebung der Schichten zu beobachten ist. Auch verhalten sich die einzelnen Kalkkomplexe den Störungen gegenüber ganz verschieden, indem der eine oft erst ein ganzes Stück weiter östlich oder westlich von ihr getroffen wird als der andere. Ich vermag heute noch nicht zu sagen, ob diese Störungen auf die Weißensteinkette beschränkt sind, oder ob sie von Norden her durch die Mulde von Balsthal in sie herüber- setzen. Ist dies nicht der Fall, so dürften sie allein durch das verschieden tiefe nachträgliche Zusammensinken des Ge- wölbes ihre Erklärung finden. Tatsächlich beobachten wir an ihnen, wie das Längsprofil (Taf. IX) zeigt, deutliche Verschiebungen der einzelnen Stücke der Kette in vertikaler Richtung. In den verschiedenen Schollen ist das Gewölbe verschieden stark zu- sammengesunken, und zwar in der Hofbergli—Glutzenhofscholle am stärksten, da hier ja auch der Südschenkel am tiefsten eingebrochen ist. Von hier aus steigen die anderen Schollen nach Westen und Osten staffelartig an. Die Längmattver- werfung und die beiden sie östlich und westlich flankierenden Sprünge mögen auch durch die Richtungsänderung der Kette bedingt sein. Die Kette geht hier aus einer fast ostwestlichen Richtung bis zum Weißenstein in eine nordöstlich-südwestliche über. Die Drehung des westlichen Stückes nach Süden hatte eine Bewegung des östlichen nach Norden zur Folge. Die Schichten der östlich anstoßenden Scholle wurden zunächst mit nach Norden gedreht, schließlich kam es aber doch zum Bruch, und zwar am stärksten in der zusammengedrückten konkaven Südflanke, während an der Nordflanke an der Störung eigentlich nur eine Ausbiegung der Schichten gegen Norden erfolgte. Hand in Hand damit ging eine Auseinanderzerrung der einzelnen Horizonte vor sich, die es den tieferen ermöglichte, in der Längmattscholle ganz in sich zusammenzusinken. So beein- tlussen hier bei Günsberg auch die Querstörungen den Bau der Kette nicht unwesentlich. on Aus den Lagerungsverhältnissen in der zuletzt besprochenen Balmbergscholle glaubte Buxrorr auf ein Konvergieren der Gewölbeschenkel gegen die Tiefe hin schließen zu dürfen. Sein Profil 2 zeigt ein Fächergewölbe, dessen Zustandekommen er folgendermaßen erklärt. Bei der Auffaltung der Schichten er- folgte in der Anhydritgruppe eine Abscherung derselben von ihrer Unterlage. Hierdurch war es möglich, daß die Schenkel des Gewölbes durch den tangentialen Druck gegeneinander ge- preßt und der aus Anhydrit gebildete Kern abgequetscht wurde. Nach meinen Beobachtungen lassen sich aber aus der Gegend des Balmbergs keine Tatsachen anführen, die für ein solches Konvergieren beider Gewölbeschenkel gegen die Tiefe hin sprechen. Wohl fallen die Schichten des Südschenkels an der nach Balmberg heraufziehenden Straße steil nach Norden. Diese anormale Lagerung findet aber, wie wir gesehen haben, ihre Erklärung durch die hier in die Kette einschneidende Störung. Schon wenig weiter westlich steigen die Kimmeridge- bänke normal südfallend zur Balmfluh empor. Auch auf der Nordseite sind an der vom Krüttliberg nach Welschenrohr herunterführenden Straße die Schichten des Nordschenkels zweifellos stark überkippt. Aber gleich westlich stellen sich die Malmkalke wieder saiger, und in dem die Fluh am Ost- ende des Sollmattbodens durchbrechenden Bach zeigt das Kimmeridge bereits Nordfallen. Ebenso ist es in dem tief ein- geschnittenen Bachriß östlich des Sollmattbodens. Hier sind oben am Rande des Krüttlibergs die Bänke der Ürenularis- schichten und des Sequan noch stark überkippt, aber tief unten in der Schlucht legen sich steil nach Norden fallende Kimmeridge- Felsen dagegen. Die Überkippung ist also auch hier ganz lokaler Natur und auf die durch die Erosion freigelesten, steil- gestellten Schichtköpfe beschränkt. Was schließlich den von Buxrorr angeführten Rogenstein am Nordabhang des Bödeli anbelangt, so konnte ich hier, abgesehen von ganz lokalen Überkippungen einzelner Bänke, nur ein allgemeines Nordfallen von 70—80 Grad beobachten. Eine gefaltete Abscherungs- decke nannte Buxrorr den Kettenjura; auch mir scheint es sehr wahrscheinlich, daß bei der Auffaltung der Juragewölbe eine Loslösung der höheren Schichten von ihrer Unterlage etwa in der Anhydritgruppe stattgefunden hat, doch glaube ich nicht, daß der faltende Druck in den südlichen Ketten so stark war, daß es zur Bildung von Fächergewölben und bedeutenden Überschiebungen kam. Wenn uns heute in den Juragewölben die Schenkel ungewöhnlich steil gestellt oder überkippt er- scheinen, so ist dies meiner Meinung nach nur selten eine 541 primäre tektonische Bildung, sondern meist eine sekundäre lir- scheinung, bedingt durch das Zusammensinken der Antiklinalen nach Beendigung der Faltung. An der Hand einer schematischen Zeichnung möchte ich diesen Einsinkungsvorgang etwas näher erläutern. Bei der Auffaltung wurde ein normal gebautes, mäßig steiles Gewölbe gebildet (punktierte Linie in Fig. 7). Als der Faltungsprozeß Fig. 7. Schematisches Profil zur Erläuterung des Einsinkungsvorganges, ö 2 ee un: der zur Herausbildung des Koffergewölbes führt. dann zur Ruhe kam, und die Spannung nachließ, sank das in den tieferen Schichten von seiner Unterlage abgelöste Gewölbe ein. Es entstand das sogenannte Koffergewölbe, indem sich unter Steilstellung der Schenkel und plötzlicher Umbiegung derselben ein weites fast ebenes Gewölbedach herausbildete!). (gestrichelte Linie Fig. 7). Das Koffergewölbe ist eine im Jura sehr verbreitete Form der Antiklinale. Als dann die lirosion weiter und weiter fortschritt und sie den steilgestellten Malmkalken ihre Stütze in Gestalt der Molasse wegnahm, wurden diese unter dem Druck des Gewölbes nach außen über- kippt. Schließlich kam es in der scharfen Umbiegung der Schenkel zum Bruch. Teile des Gewölbedaches rutschten über die überkippten Schenkel ab. und diese brachen aus. Auf solche Weise findet an vielen Stellen das anormale Verhalten in der Lagerung der Kalke des Malms und des Doggers seine Erklärung?). Während die Kalke des Malms der Schenkel !) Zu ganz ähnlichen Anschauungen kam Maruey, doch erklärte er das Einsinken der höheren Schichten des Malms im Gewölbe- scheitel, durch die leichte Verschiebbarkeit in den Mergeln des Oxford (Coupes geologiques des Tunnels du Doubs. Denkschrift d. schweiz. Gesellsch. f. Naturwissensch. 39, Zürich 1885). ?) Zweifellos können auch durch tektonische Vorgänge gewisse Unterschiede in der Lagerung der Malmkalke und des Hauptrogen- steins verursacht und durch die Mergel des Argovien bzw. des Oxford ausgeglichen werden, wie wir das in der Önsinger Klus gesehen haben. Es ist mir aber unverständlich, wie die Kalke des Malms bei der Auf- = stark überkippt und fächerförmig gestellt, auch gelegentlich aus dem Gewölbedach abgerutschte Schollen über sie geschoben sind, besitzt der Rogenstein noch eine ganz normale Lagerung!). Schreitet die Erosion aber weiter fort, so erleidet er ganz das gleiche Schicksal, indem auch seine Schichten in den steil- gestellten Schenkeln überkippt werden (wie am Außerberg in der Weißensteinkette und Beretenwald in der Farisbergkette). Fig. 8. Komplikation im Koffergewölbe durch Absinken eines Schenkels. Links vor, rechts nach dem Einsackungsvorgang. Eine weitere Komplikation tritt ein, wenn das Gewölbe gleich- zeitig von einer tektonischen Störung betroffen wird, mit der sich die eben geschilderten Erscheinungen kombinieren und ihren wahren Charakter verhüllen können. In Fig. S ist eine Antiklinale dargestellt, deren steilgestellter Schenkel an einer Verwerfung in die Tiefe gebrochen ist. Auch diese tektonischen Störungen entstanden erst nach Beendigung der Auffaltung, denn solange das Gewölbe durch den faltenden Druck unter Spannung stand, war kein Einbruch möglich. Als er erfolste, begann das hochgebliebene Gewölbe in sich zusammenzusinken, wieesdie Figur rechts zeigt: Hierbei übte es einen Druck aus gegen die steilaufgebogenen Schichten desabgesunkenen Schenkels, derzu Überkippungen, Abpressungen und lokalen Überschiebungen führen kann, was wir an speziellen Beispielen schon besprochen haben. faltung der Antiklinale Überschiebungen von bedeutendem Ausmaß er- litten haben sollen, während der Hauptrogenstein ganz ungestört bleibt, was Buxrorr zur Erklärung der Lagerungsverhältnisse im Clos du Doubs annimmt (Ber. üb. d. Vers. d. Oberrhein. geolog. Ver. Heidelberg 1909, Taf. ]). Ich sehe in der Überschiebung bei Frenois die nach be- trächtlicher Erosion des Gewölbes auf die steilgestellten Schenkel heruntergeglittenen Schichten des Gewölbedaches: !) Die beträchtlichen Dislokationen der Kalke des Malms finden vielleicht noch dadurch eine weitere Erklärung, daß sie von Anfang an keine bruchlose Faltung erfahren haben, wie das Grerrıy ausführte. (Orographie von Langenbruck, S. 146.) 543 Lassen wir nach diesen allgemeinen Betrachtungen das in der vorliegenden Arbeit entworfene Bild von dem Bau des Östendes der Weißensteinkette noch einmal an unserem Auge vorüberziehen. Alle beobachteten Erscheinungen finden durch die theoretischen Erwägungen eine ungezwungene Erklärung. Ganz im Osten besitzt die untertauchende Antiklinale einen ziemlich regelmäßigen Bau. Nur das nachträgliche Einsinken des Gewölbes führt in den Flanken zu untergeordneten Stö- rungen. Nach und nach bildet sich das typische Koffergewölbe heraus. Die scharfen Umbiegungen der Schenkel sind am Roggen zu Bruch gekommen, ihre Trümmer bedecken jetzt die Flanken der Antiklinale. Östlich Balsthal schneidet dann eine Verwerfung in den Nordschenkel der Kette ein, an der er in die Tiefe versenkt wird. Durch den Druck des hochgebliebenen (ewölbedaches gegen die abgesunkenen Partien werden an dieser Störung mancherlei Komplikationen verursacht. Zwei Äste der Längsstörung springen von Ost und West schief- winkelig in die Kette ein und bedingen den Einbruch des zwischen ihnen liegenden dreieckigen Stückes. Die Erosion hat sich diese Bresche zunutze gemacht und in ihr das Quer- tal der Klus geschaffen. Am Westende der Schwengimatt schneidet die Längsstörung schiefwinkelig in die Kette ein und wird zum Gewölbescheitelbruch. Erst ist das nördliche, später das südliche Teilgewölbe an ihm abgesunken. Aus dem in sich zusammensinkenden südlichen Gewölbe sind zwischen Walden und Farnern ganze Schichtkomplexe in das Molasse- vorland hinausgeglitten. Nördlich Günsberg finden wir die Störung im Südschenkel der Kette, der unter gleichen Er- scheinungen wie der Nordschenkel bei Balsthal in die Tiefe versenkt wird. (Querstörungen zerlegen die Kette hier in eine Reihe von Schollen, in denen das hochgebliebene Gewölbe verschieden stark in sich zusammengesunken ist. Der Kinsin- kungsvorgang äußert sich in flexurartigen Abbiegungen und Einknickungen im Nordschenkel. An der westlichsten Störung erleidet die Kette unter seitlicher Verschiebung der Schicht- bänder eine Richtungsänderung. Durch tektonische Störungen der Antiklinale ist dem auffallend tiefen Aufbruch der Weißen- steinkette bis auf die Schichten der Trias zwischen Randfluh und Röthifluh, ebenso wie der tiefen Erosion in der Klus, vor- gearbeitet worden. Sekundäre Sackungen der Gewölbe und ihre Folgeerscheinungen haben die Einzelheiten im heutigen Bilde des Baues der Kette geschaffen. Manuskript eingegangen am 10. März 1910.] 544 18. Brachiopoden und Lamellibranchiaten der senonen Kreidegeschiebe aus Westpreußen. Von Herrn KURT VOGEL VON FALCKENSTEIN In Eberswalde. (Hierzu Taf. X u. 2 Textfiguren.) Ein reichhaltiges und gut erhaltenes Material meist senoner Geschiebe aus Westpreußen ist vom Danziger Provinzialmuseum dem Berliner paläontologischen Institut zur Bearbeitung über- geben worden. Die Ergebnisse dieser Untersuchung sollen im folgenden mitgeteilt werden. Gleichzeitig lieferte eine sehr umfangreiche Sammlung ostpreußischer Geschiebe ein willkommenes Vergleichsmaterial. Diese konnte jedoch nicht vollständig bearbeitet werden, da sie von Königsberg reklamiert wurde. Entsprechend den vorhandenen Stücken beschäftigt sich meine Arbeit im wesentlichen mit Brachiopoden und Lamelli- branchiaten, während Belemniten und Gastropoden wenig be- rücksichtigt sind. Grundlegend für die folgenden Betrachtungen ist die Arbeit von H. SCHRÖDER: Über senone Kreidegeschiebe der Provinzen Ost- und Westpreußen'!). Die meisten der von ihm beschriebenen Formen konnte ich wiedererkennen. Immerhin ließ sich ihr Kreis bei dem großen vorhandenen Material noch ganz bedeutend erweitern. — Von älteren Autoren sind zu nennen SCHUMANN), RÖMER?) und DaMES‘). SCHRÖDER versucht in seinem geologischen Teil eine Horizontierung seiner Geschiebe durch petrographischen Ver- gleich des anhaftenden Gesteins. Bei meiner Arbeit ist dies bedeutend schwieriger. Einer- seits ist von dem anhaftenden Gestein oft wenig oder gar nichts !) Diese Zeitschr. 34, 1882, S. 234. 2) Neue preuß. Provinzblätter 60, 1858. 3) Diese Zeitschr. XIV, 1862, S. 629. !) Diese Zeitschr. XXX, 1878, S. 685. 545 erhalten, andererseits fehlen meist Anhaltspunkte über gleich- zeitiges Vorkommen verschiedener Versteinerungen in den gleichen Geschiebestücken. Häufig ist ein glaukonitisches Gestein, das wohl der Zone des Actinocamazx quadratus entspricht. Auch die obersenone harte Kreide, die als Mucronaten- zone zu bezeichnen ist, habe ich wiederholt angetroffen. Ebenso finden sich nicht selten Feuersteinverkieselungen von Östreiden. ‚ Da, wie schon gesagt, die mir zur Verfügung stehenden petrographischen Daten nicht so sicher sind, um darauf eine neue Örientierung zu gründen, werde ich in der folgenden Tabelle mich an das SCHRÖDERsche Schema halten und meine neuen Befunde diesem einzugliedern versuchen?). Es sind demnach zu unterscheiden: a) Mergeliger Sandstein mit Inoceramus cardissoides und lobatus. | b) Sandstein mit /noceramus lobatus. Unter- | c) Quarzit mit Actinocamax quadratus und Exogyra laciniata. senon (Glaukonitisches Gestein.) d) Lose Versteinerungen mit Actinocamax subventricosus und Exogyra auricularis. Ober- [ e) Harte Kreide mit Belemnitella mucronata. senon | f) Feuersteinknollen mit Ananchytes ovata. Die in der Tabelle mit einem Kreuz bezeichneten Arten sind bereits von SCHRÖDER in den preußischen Geschieben gefunden worden. Wie aus der obigen Zusammenstellung her- vorgeht, konnte die Liste bedeutend vergrößert werden. — Im folgenden sollen die einzelnen Arten näher beschrieben werden. Paläontologischer Teil. Cephalopoda. Belemnitidae BLAINV. Belemnitenreste, die wohl meistens dem Actinocamax quadratus BLAINV. (SCHLÜTER: Palaeont. XXIV, S.297, Taf. 54, Fig. 1—13; Taf. 53, Fig. 20—25) und der Belemnitella mucronata SCHLOTH. (SCHLÜTER: Palaeont. XXIV, S. 200, Taf. 55, Fig. 1 u. 2) angehören, kommen in den Geschieben vielfach vor. In den mir vorliegenden Stücken handelt es sich aber immer nur um Bruchstücke, die eine genauere Bestimmung nicht zulassen. 5) Diese Zeitschr. 34, 1882, S. 255 u. 277. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 39 546 E- un. | IE ER BO N ging ans a | I 20 2 2 NOS DIDISOHLIDDND 270), 6% ee | EM OR 90 0VaND Und Do ae Se Se SSEInNERSIUDINDUN Uoroaen u ze Ai On ne" SDSAN 8709090. 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Aviculidae LAM. Avveula cefr. tenuicostata ROEM. Avicula tenuicostata Rorm. (Kreidegeb., Taf. 8, Fig. 15). — Woonps: Mon. of eret. Jam. of Engl., S. 61, Taf. 8, Fig. 17—23. Der hintere Flügel aller gefundenen Stücke ist groß. Jedoch konnte bei dem meist unvollkommenen Erhaltungs- zustande kein Byssusausschnitt festgestellt werden. Die Radial- berippung ist etwas unregelmäßig. Interradien sind aber häufig zu beobachten. Jedenfalls besteht ein wesentlicher Unterschied gegenüber Avicula pectinata Sow. (Woons: S. 61, Taf. 8, Fig. 8—14), die schärfere Rippen zeigt und meist schmaler in der Form ist, ebenso gegenüber Avzcula seminuda DAMES, die sowohl in der Art der Berippung als in der Form der Ohren stark differiert. ROEMERs Fundort ist die untere Kreide bei Hannover. In England kommt die Art bis zur Quadratus-Zone vor. In den Geschieben gehört sie den Mucronatenschichten an. Pernidae ZITTEL. Fam. Pernidae. An einem Bruchstück lassen sich die isolierten Quer- gruben am Schloßrand gut erkennen. Inoceramus cfr. bulticus BOEHM. ZITTEL: Denkschrift d. Wiener Akad. XXV, S. 95. — SCHRÖDER: Diese Zeitschr. 34, 1882, S. 273. — BoEHM: Diese Zeitschr. 59, 1907, Monats- ber., S. 113. — BorHm: Diese Zeitschr. 61, 1909, Monatsber., S. 119. — SCHRÖDER u. BOEHM: Geologie u. Paläont. der subhereynen Kreide- mulde. — Boxsmm: /noceramus Cripsi auct. Abhandl. der Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. 1909, Heft 56. Unter den Geschieben Ostpreußens fanden sich mehrere Exemplare eines /noceramus, den ich, den Ausführungen von SCHRÖDER (diese Zeitschr. 34) folgend, zunächst als /noceramus Uripsüi MAST. var. typica ZITT. bezeichnet habe. Da nach dem Vorschlage von Herrn J. BOEHM dieser Name für die senonen Formen zu kassieren ist, glaube ich meine Stücke, die mir jetzt nicht mehr zur Verfügung stehn, als /noceramus balticus BOEHM ansehn zu müssen. EEE Fr. 549 Inoceramus decipiens ZITT. SCHRÖDER: Diese Zeitschr. 34, 1882, S. 273, Taf. 16, Fig. 2. Da die Spezies /noceramus Cripsit nicht mehr aufrecht zu erhalten ist, fällt hiermit auch deren Varietät deciptens ZITT. Einem mündlichen Vorschlage von Herrn J. BoEHM folgend, benenne ich die Form /noceramus decipiens ZUTT. Die im allgemeinen rhombisch aussehenden Stücke zeigen deutliche Radialstriemen. Inoceramus lobatus MÜNST. GOLDFUSS: Petref. Germ. II, 5.113, Taf. 110, Fig. 3. — SCHLÜTER: Kreidebivalven, Taf. 4, Fig. 2 u. 3, S. 27. Die meistens kleinen Stücke dieser Art kommen in den ostpreußischen Geschieben ziemlich häufig vor. Sie gehen in ihrer äußeren Form vielfach in /noceramus cardissoides über, denn es finden sich einerseits Exemplare mit Radialstreifung, andererseits kommt auch ein Steilabfall der Vorderseite ohne erkennbare radiale Streifung vor. Die Art ist nach SCHLÜTER auf das Untersenon beschränkt und tritt hier in allen drei Gliedern auf. Inoceramus cardissoides GOLDEF. GoLpruss: Petref. Germ. II, S. 112, Taf. 110, Fig. 2. — SCHLÜTER: Kreidebivalven, S. 26. Wie schon erwähnt, zeigen die kleinen als /noceramus cardissoides bestimmten Steinkerne viel Ähnlichkeit mit der soeben beschriebenen Art. Charakteristisch ist der Steilabfall der vorderen Kante verbunden mit Radialstreifung. Die vertikale Verbreitung dieser Spezies ist nach SCHLÜTER geringer als die der vorhergehenden. /noceramus cardıssoides kommt nur in den jüngeren Gliedern des Untersenons vor. Inoceramus cfr. Brongniarti SoW. Inoceramus anulatus. — GO1L.DFUSS: Petref. Germ. II, Taf. 110, Fig.7. — SCHLÜTER: Kreidebivalven, S. 15. Ein einzelnes großes Bruchstück hat einen erhaltenen Schalenrest mit der bei GOLDFEUSS abgebildeten Zeichnung durch Anwachsstreifen. Immerhin ist die Bestimmung dieser nur dem Turon angehörigen Art bei der Unvollständigkeit der vorliegenden Versteinerung unsicher. 550 Inoceramus sp. Ähnlichkeit mit /noceramus balticus BOEHM. haben zwei Innen- und ein Außenabdruck durch die Breite der Form. Jedoch ist der Winkel, den Schloßrand und vorderer Rand bilden, bedeutend größer als 90°. Limidae D’ÖRE. Lima semisulcata NILSS. sp. Plagiostoma semisulcata. — NILssox: Petref. Suec., 8. 25, Taf. 9, Fig. 3. Lima semisulcata. — GOLDFUSS: Petref. Germ. II, S. 90, Taf. 104, Fig. 3; D’ORBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret. II, S. 562, Taf. 424, Fig. 5—9; MÜLLER: Ilsede, S. 26. Die scharfen Radialrippen auf der Mitte des Rückens treten deutlich hervor. Allerdings konnte die Körnelung dieser Rippen nicht beobachtet werden, was wohl mit dem Erhaltungs- zustande zusammenhängen mag. Bei genauer Beobachtung durch die Lupe gelang es, außer den Hauptrippen auf dem Schalenrücken noch weitere, gegen den Rand hin immer schwächer werdende KRadialrippen festzustellen. Hierdurch bleibt an der Seite eine geringere Fläche frei, als den Ab- bildungen entspricht. ee Die Formen nähern sich der Lima decussata MÜNST. (GOLDFUSS: Petref. Germ. II, S. 91, Taf. 104, Fig. 5) in ähn- licher Weise wie es schon WOLLEMANN (Lüneburger Kreide, S. 57) für das Vorkommen dieser Spezies in Lüneburg er- wähnt hat. | Lima semisulcata findet sich in den Geschieben mit Belemnitella mucronata. Sie ist im Unter- und Öbersenon verbreitet. In Schweden kommt sie in den Trümmer- und Sandkalken vor. Lima decussata MÜNST. GoLpFUSS: Petref. Germ. II, S. 91, Taf. 104, Fig. 5. Vier Stücke sind etwas breiter als Lima semisulcata. Bei dieser Form ist der ganze Rücken von Radialrippen bedeckt. Lima cfr. prussica SCHRÖDER. Diese Zeitschr. 34, S. 264, Taf. 15, Fig. 2. Nur ein Exemplar zeigt vollständig erhaltene Schale, die etwas verdrückt ist, aber fast glatt erscheint. Sonst sind nur 501 Steinkerne mit sehr geringen Schalenresten vorhanden, die sich der Lima Hoperi MANT. nähern. SCHRÖDER hat diese Spezies sowohl im Sandstein mit Inoceramus lobatus als auch im Mucronatengeschiebe gefunden. Lima Hoperi MANT. D’ORBIGNY: Pal. fr. d.ter. eret. IIl, 8.564, Taf. 424, Fig. 10—13. — GEINITZ: Palaeont. XX, 2, S. 40, Taf. 9, Fig. 11 u. 12. — Horzarpreu: Palaeont. 35, S. 240, Taf. 27, Fig.5. Der Schloßkantenwinkel ist etwas größer als 90° Die Schale ist flach gewölbt. Die breiten Radialstreifen werden durch punktierte Interradiallinien getrennt. Die im ganzen Senon verbreitete Art kommt besonders im Öbersenon vor. In den preußischen Geschieben ist sie vielfach mit BDelemnitella mucronata gefunden worden. Pectinidae. Pecten cefr. Faujasıi DFR. GOLDFUSS: Petref. Germ. II, S. 57, Taf. 93, Fig. 7. Eine Schale liegt mit der Außenfläche im Gestein. Es gelang, dreiteilige geschuppte Rippen herauszupräparieren. Die stark gewölbte, rundliche Schale hat allerdings große Ähnlichkeit mit dem im Cenoman und Turon bekannten Pecten asper LAM. (GoLDFUSS: Petref. Germ. II, S. 58, Taf. 94, Fig. 1. — D’ORBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret. III, S.599, Taf. 434, Fig. 1—6). Auch die Zahl der Rippen deutet auf letzteres hin. Bei dem mangelhaften Erhaltungszustande ist eine Entscheidung zwischen den beiden Spezies schwer. _ Pecten Faujasii kommt in den Geschieben mit Belem- nitella mucronata zusammen vor. Er ist im oberen Kreide- mergel bei Goslar und im Kreidetuff von Maastricht gefunden worden. Pecten multicostatus NILSS. GoLpruss: Petref. Germ. Il, S. 53, Taf. 92, Fig. 3. Zwei teilweise erhaltene Schalenabdrücke gehören dieser Spezies an, die sich auch im Kreidetuff von Maastricht findet. 2502 Pecten trigeminatus GOLDEF. GoLpruss: Petr. Germ. II, S. 52, Taf. 91, Fig. 14. — StTRoMBEcK: Diese Zeitschr. XV, S. 155. Mehrere unvollkommen erhaltene Abdrücke lassen die büschelförmig ausstrahlenden Rippen erkennen, von denen je drei einen Strahl bilden. Der Schloßkantenwinkel ist spitz. Die Art findet sich in der Mucronatenkreide von Haldem und Coesfeld, wahrscheinlich auch in der Quadratenkreide von Werningerode. Pecten subdecemcostatus n.sp. Taf. X, Fig. 2a u.b. Goupruss: Petr. Germ. II, 8.53, Taf.92, Fig.2. — Reuss: Böhm. Kreide- form., 8. 28. — GeEInITz: Palaeont. XX, 2, S. 35, Taf. 10, Fig. 8 u. 9. Diese Art scheint der senone Vertreter der Formenreihe von Pecten decemcostatus MÜN. zu sein. Als Innenabdruck zeigen die Rippen dieselbe Form, die GOLDFUSS und GEINITZ abbilden. Die mir vorliegenden Stücke werden aber bedeutend größer und erreichen eine Höhe von über 60 mm. Die Ohren der linken Klappe entsprechen der Beschreibung von GEINITZ. Dagegen zeigt das hintere Ohr der rechten Klappe einen scharfen Byssusausschnitt. Außer inneren und äußeren Abdrücken sind aber noch sehr gut erhaltene Schalenreste vorhanden, die nach teilweiser Ab- lösung die Oberflächenskulptur in sehr feiner Ausführung ergeben. Auf der Innenseite sind nur die 8—10 glatten Radial- rıppen zu beobachten. Die Schale ist sehr dünn. Auf der Außenseite sind diese Rippen, die innen mit schärfen Ecken hervortreten, gerundet, so daß eine gleichmäßige Wellung er- scheint. Auf der Oberfläche ist eine feine runzlige kon- zentrische Streifung zu beobachten, über die sich gleichmäßig, über Rippen und Vertiefungen, feine radiale Streifen ziehen, die besonders in der Nähe des unteren Randes mit der Lupe gut zu beobachten sind. Das anhaftende Gestein deutet auf obersenonen Ursprung dieser neuen Spezies hin. Pecten mediocostatus SCHRÖD. SCHRÖDER: Diese Zeitschr. 34, S. 268, Taf. 15, Fig. 3. In den ostpreußischen Geschieben kommen viele Abdrücke der von SCHRÖDER aufgestellten Art vor. Ein Schalenrest 598 erlaubte ein genaueres Studium der feineren Skulptur mit der Lupe. Ich fand die Angaben von SCHRÖDER in bezug auf die Radialrippen und die ganz feine darüberliegende bogige Streifung bestätigt. Pecten mediocostatus kommt in der Stufe der Belemnitella mucronalta vor. Pecten dentatus NILSS. Nıtsson: Petr. Suec., S. 20, Taf. 10, Fig. 9. — MÜLLER: Braunschweig und Ilsede, S. 31, Taf. 5, Fig. 3—5. Ein Bruchstück aus Ostpreußen zeigt genau die Form der Abbildung von MÜLLER, Fig. 4. Dieser Pecten kommt in der unteren Granulatenkreide des Münsterlandes vor, gehört also dem Untersenon an. Pecten curvatus GEIN. GEIITZ: Palaeont. XX, 1, S.193, Taf. 43, Fig. 15; XX, 2, Taf. 10, Fig.1. Zwei Abdrücke und eine teilweise erhaltene Schale aus den ostpreußischen Geschieben entsprechen in ihrer Oberflächen- zeichnung der Abbildung von GEINITZ 2, Taf. 10, Fig. 1. Vorkommen in der senonen Kreide von Schonen bei Köpinge usw., in Deutschland und Frankreich von Oenoman bis Senon. Pecten submiscellus n. sp. Taf. X, Fig. 4. Pecten miscellus MÜnst. — GoLDFUss: Petr. Germ.1I, S.51, Taf. 91, Fig. 8. Schon SCHRÖDER hat bemerkt, daß in den preußischen Kreidegeschieben ein Pecten vorkommt, der Ähnlichkeit mit Pecten miscellus hat, diesem aber nicht vollkommen- entspricht. (Diese Zeitschr. 34, S. 265.) Die Anzahl der Radialrippen ist geringer als die von Pecten miscellus. Es wurden Stücke von sehr verschiedener Größe gefunden. Die größten erreichten eine Höhe von 30 mm. Die Rippen sind etwa ebenso breit wie die entsprechenden Vertiefungen und teilen sich häufig in der Nähe des unteren Randes. Bei den seitlichen Rippen tritt die Teilung schon früher in der Nähe des Wirbels ein, so daß sich das Bild von schmalen Rippen ergibt. Die Form der Muschel ist breit und etwas gewölbt. Während die Schale ziemlich dünn ist, wird das hintere Ohr der rechten Schale, das starken Byssusausschnitt zeigt, sehr dick. Meistens sitzt die Schale mit ihrer Oberfläche im Gestein, so daß nur die Innenseite der Schalen zu sehen ist. Durch Auflösung der kalkigen Schale in Salzsäure ließen sich auch bei diesen Exemplaren gute Außenabdrücke herstellen. Pecten laevis NILSS. Nınsson: Petr. Suec., S. 24, Taf. 9, Fig. 17. — Geinıtz: Palaeont. XX, 1, 5 5.1192, Tar 13, Keıl2 ule. Meist sehr kleine glatte Exemplare aus Ostpreußen scheinen dieser Art anzugehören. Sie entsprechen wohl den Funden, die SCHRÖDER als Pecten membranaceus NILSS. bezeichnet. Pecten laevis kommt schon im Turon vor. Hauptsäch- lich findet er sich aber im Senon, so in der Tuffkreide von Maastricht, auf Rügen und bei Lemberg. Pecten cfr. pulchellus NILSS. NiLsson: Petr. Suec., S. 22, Taf. 9, Fig. 12. Wenige sehr kleine Exemplare eines Pecten erinnern durch die nachträgliche Teilung ihrer breiten Radialrippen an diese Spezies, die schon von NILSSON an verschiedenen Stellen im Senon von Schonen aufgefunden worden ist. Pecten cfr. striatopunctatus RÖM. RoEMmER: Kreidegebirge, S. 50. — np’Orgıeny: Pal. fr. d. ter. eret. III, S. 592, Taf. 432, Fig. 4—7. Ein Kern und zwei gedrückte Außenabdrücke zeigen eine feine Oberflächenzeichnung, die mit den Figuren von D’ORBIGNY übereinstimmt. ROEMER hat diese Art zuerst im Hilskonglomerat bei Schöppenstedt und im Hilston bei Bredenbeck gefunden. Pecten cretaceus NYST. Pecten corneus. — NıLssonx: Petr. Suec., $. 23, Taf. 9, Fig. 16; Taf. 10, Fie. 11. Pecten cretaceus NyST. — SCHLÜTER: N. Jahrb. Min., S. 951. Sehr große Ähnlichkeit zeigt diese im Köpinge-Sandstein Schonens und in der Zone des Ammonites Coesfeldiensis in Westfalen bekannte Art mit Peeten orbicularis SOW. (D’ORBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret. III, Taf. 433, Fig. 14—16; WOLLEMANN: Lüneburger Kreide, Taf. 4, Fig. 4 u. 5). Die letztere Spezies 999 gehört in Lüneburg der Zone der Ammon. rotomagensis, in Frankreich dem Turon an. Der senone Pecten cretaceus ist im allgemeinen größer als P. orbieularis. Ich habe Stücke von 65 mm Höhe und 60 mm Länge gemessen. Entsprechend der Figur von NILSSON, Taf. 10, Fig. 11, läßt die Innenseite der Schale sehr gut den eigenartigen Innenbau mit seitlichen Wulsten erkennen, während die Außenseite vollständig gleichmäßig gewölbt erscheint. Innen- abdrücke, deren Schale noch teilweise erhalten war, ergaben dasselbe Bild. Die Zahl der starken konzentrischen Streifen ist bei Pecten cretaceus größer als bei orbicularis, außerdem erscheint die ganze Form breiter. In den preußischen Geschieben kommt die Art ziemlich häufig mit Belemnitella mucronata zusammen vor. Pecten Baueri SCHRÖDER. SCHRÖDER: Diese Zeitschr. 34, S. 269, Taf. 15, Fig. 1. Die von SCHRÖDER aufgestellte Art, die dieser ebenfalls in den preußischen Geschieben fand, konnte ich häufig be- obachten. Besonders die größten, etwa 50 mm hohen Exemplare stimmen gut mit seiner Beschreibung überein. Der äußerlich fast glatt erscheinende Pecten mußte, um die dreifache Zeichnung. festzustellen, genau mit der Lupe bei gutem, seitlich auffallen- den Lichte untersucht werden. Die konzentrische und radiale Streifung ist meist leicht zu erkennen, viel schwerer die feinen, senkrecht zu dem konzentrischen Anwachsstreifen stehenden gebogenen Linien. Kleinere Stücke von 25—30 mm Höhe zeigen einige Ver- schiedenheit. Besonders bei den rechten Klappen treten die Radialstreifen viel stärker hervor, so daß der äußerlich glatte Habitus verschwindet. Genauere Lupenuntersuchung ergibt aber auch hier dieselbe dreifache Zeichnung. Pecten Daueri ist nach SCHRÖDER charakteristisch für das Ostbalticum mit Delemnitella mucronata. Ich fand nur unvollkommene, schwer bestimmbare Belemnitenreste. Pecten cretosus DFR. D’ÖRBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret. II, S. 617, Taf. 440. Die feinere Oberflächenbeschaffenheit dieses Pecten konnte nur an einzelnen, sehr gut erhaltenen Schalenabdrücken studiert 556 werden. Einige an der Außenfläche festsitzende Schalen wurden durch Salzsäure gelöst und ergaben so dieselben Abdrücke. Die Innenseiten und Innenabdrücke zeigten deutliche radiale Streifung entsprechend den Hauptrippen der Außenseite. Die Stücke sind bis 55 mm hoch, haben spitzen Schloß- kantenwinkel, so daß die Form ziemlich schlank erscheint. Die Abwechselung von stärkeren und schwächeren Rippen ist, wie schon SCHRÖDER bemerkt, nicht immer ganz regelmäßig. Ihre Zahl ist größer als bei D’ORBIGNY. Die gekörnte Struktur der Radialrippen kommt in den Abdrücken sehr gut zum Ausdruck. Dagegen ist meine Form nicht identisch mit den Abbildungen von GEINITZ und GOLD- FUSS, wo die Rippen ein mehr schuppiges Aussehen haben. (Palaeont. XX, 2, Taf. 10, Fig. 5 u. 6. — GoLDFuss: Petr. Germ. II, Taf. 94, Fig. 2.) Eine Varietät des Pecten cretosus zeichnet sich durch noch größere Zahl von breiteren Rippen aus. Die Form ist ziemlich breit, jedoch die Körnelung gut zu beobachten, so daß wir hier einen Übergang zu Pecten undulatus NıLSS. vor uns haben. Einige ostpreußische Geschiebe zeigten den Charakter der von SCHRÖDER als Pecten cretosus DFR. var. nıtida SOoW. beschriebenen Varietät. Die Radialrippen sind hier etwas weiter voneinander entfernt, und die Körnelung ist nur an einzelnen Stellen der Oberfläche zu sehen. Pecten cretosus DFR. ist im Unter- und Öbersenon be- kannt. Von NILSSON ist er in Schonen gefunden, aber nicht von Pecten undulatus getrennt worden. Es entspricht wohl seiner Abbildung: Petref. Suec., Taf. 10, Fig. 10. Pecten undulatus NILSS. NıuLsson: Petr. Suec., S.21, Taf. 9, Fig. 10. — GoLDFUss: Petr. Germ. II, S. 50, Taf. 91, Fig. 7. — ScuHrÖDeEr: Diese Zeitschr. 34, S. 266. SCHRÖDER hat eine sehr genaue Beschreibung der von NILSSON aufgestellten Spezies gegeben. Eine gute Abbildung gibt GOLDFUSS. Radial angeordnete vertiefte Linien lassen zwischen sich breite flache Rippen stehen. In der Nähe der Seitenränder ist zarte diagonale Streifung zu beobachten. Die Form ist breiter als Pecten cretosus. Mir standen nur zwei gute, aber unvollständige und ein schlechteres Stück zur Verfügung. Die Strukturmerkmale ließen sich hieran aber sehr gut beob- achten. 557 Die Spezies ist im Köpingesandstein Schwedens und im westfälischen Grünsande bekannt. In den vorliegenden Ge- schieben gehört sie der Zone der Beleninitella mucronata an. Vola quinquecostata SOW. Nırsson: Petr. Suec., S. 19, Taf. 10, Fig. 7; Taf. 9, Fig. 8. — GEINITZ: Palaeont. XX, 2. S. 38, Taf. 10, Fig. 17 u. 18. Von dieser Art, die zwischen den stärker hervortretenden Hauptrippen vier kleinere Zwischenrippen aufweist, sind Stücke von 15—40 mm Höhe vorhanden. Vola guwinquecosta ist vom Cenoman bis zum Senon ver- breitet; sie findet sich in den Trümmer- und Sandkalken Schwedens und kommt in den preußischen Geschieben in der Mucronatenzone vor. Vola quadricostata SOW. GoLprFuss: Petref. Germ. II, S. 54, Taf. 92, Fig. 7. — Geinıtz: Palae ont. XX, 2, S. 37, Taf. 10, Fig. 14. Von der vorhergehenden Spezies unterscheidet sich guadr:- costata durch das Vorhandensein von nur 3 Zwischenrippen zwischen je zwei Hauptrippen. Die gefundenen Exemplare sind 20—30 mm hoch. Auch diese Vola kommt vom Cenoman bis zum Senon vor. Spondylidae GRAY. Spondylus spinosus DESH. GoLDFUSS: Petref. Germ. II, S. 95, Taf. 105, Fig.5. — D’ORBIGNTY: Pal. fr. d. ter. eret. III, Taf. 461, Fig. 1-4. — Geinitz: Palaeont. II, 2, Sa Taf Fort 3 Ein gut erhaltenes Stück dieser Art scheint dem Turon anzugehören. Da kein Gestein anhaftet, läßt sich nichts Genaueres über das Alter dieses Fundstückes sagen. Spondylus spinosus gilt als gutes Leitfossil für den Plänerkalk von Strehlen. Ebenso kommt er in Böhmen, der Provinz Sachsen und Oberschlesien in gleichaltrigen Schichten vor. Spondylus latus SOW. Spondylus lineatus. — Go1LDFUSS: Pcetref.Germ.II, S.97, Taf. 106, Fig.3. — GeEistrz: Palaeont.XX, 1, S.187, Taf.42, Fig.4—6; 2, Taf.8, Fig. 18—21. Dieser Spondylus kommt ziemlich häufig in den senonen Kreidegeschieben von Ost- und Westpreußen vor. Er gehört 598 hier nach SCHRÖDER der Mucronatenzone an. Die Spezies ist leicht zu erkennen an der verhältnismäßig geringen Größe (bis 35 mm hoch) und an der häufigen starken Deformation infolge von Anwachsung. Sie besitzt viele und nicht sehr starke Radialrippen. Ihr hauptsächlichstes Vorkommen ist im Cenoman und Turon von Sachsen und Böhmen, ebenso in der weißen Kreide von Lewes und Kent in Eingland beobachtet worden. Spondylus Dutempleanus D’ORB. D’ORBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret. III, S. 672. Taf. 460, Fig. 1—5. Spondylus Dutempleanus ist meist etwas größer als Spondylus latus (40 —45 mm hoch). Die mit Stacheln be- setzten Rippen sind etwas verstärkt. Durch Anwachsung ent- stehen auch hier konzentrische Wülste. Er ist bekannt in den obersten senonen Schichten Frankreichs. Spondylus sp. Ein Steinkern und eine teilweise erhaltene Schale gehören der Gattung Spondylus an. Die Stücke besitzen Spuren von Stacheln, eine Höhe von 40 mm und stehen den Dutempleanus nahe. Einige kleinere Steinkerne und Abdrücke lassen sich nicht genauer bestimmen. Ostreidae Lam. Östrea hippopodium NILss. Ostrea biauriculata Lan. — D’ORBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret., S. 719, Taf. 476. Ostrea hippopodium Guin. -— Palaeont. XN, 1, S.177, Taf. 39, Fig. 12; S. 27, Taf. 40, Fig. 1-3; XX, 2, Taf. 8, Fig. 5—7. Wie unten auseinandergesetzt werden wird, ist es oft nicht leicht, Ostrea hippopodium von der sehr häufigen Gryphaea vesicularis zu scheiden, da viele Übergänge zwischen beiden Arten vorhanden sind. Immerhin konnte ich eine größere Anzahl von Stücken, die ganz flache Formen zeigten, als Ostrea hippopodium bestimmen. Die Exemplare sind meist klein. Nur einzelne erreichten eine Höhe bis 70 mm. | Ostrea hippopodium findet sich vom Cenoman bis zum Senon. In Schonen kommt sie im oberen Senon vor. ._m- 559 Alectryonia semiplana SOW. sp. Ostrea sulcata Buum. — GOLDFUSS: Petr. Germ. II, Taf. 76, Fig. 2. — GEINITZ: Palaeont. XX, 2, S.29, Taf. 8, Fig. 8—-11 u. 13. — Coquanp: Mon. Ostrea, Taf. 38, Fig. 10—12; Taf. 28, Fig. 1—15. Zu dieser Art sind zu rechnen: ÖOstrea Jlabellifornis Nıtss. (Petref. Suec., S. 31, Taf. 6, Fig. 4), Ostrea sulcata BLUM., Ostrea macroptera und Ostrea semiplana SOW. Bei den meisten Stücken bildet der platte dicke Längs- wulst ein ziemlich auffallendes Merkmal, das jedoch nicht immer vorhanden ist. Diese Spezies scheint somit eine er- hebliche Variationsbreite zu haben. Nach LEONHARD: Fauna der Kreideform. Öberschlesiens, S. 51, ist die Spezies vom Cenoman bis Senon verbreitet. Sie kommt in der oberen Kreide von Schonen und Rügen vor. Alectryonia diluviana Lin. sp. GoLpruss: Petref. Germ. II, S. 11, Taf. 75, Fig. 4. — p’OrsBıcny: Pal. fr. d. ter. eret. Ill, S. 728, Taf. 4°0. — Geixitz: Palaeont. XX, 1, S. 176, Taf. 39, Fig. 1-5. Zwei große und ein Jugendexemplar dieser auch in der oberen Kreide von Schonen vorkommenden Art wurden be- stimmt. Diese Auster findet sich vom Cenoman bis Senon. Alectryonia cfr. frons PARK. sp. D’ÖRBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret. 11I, S. 733, Taf. 483. — GEINITZ: Palae- ONSARE 28.30, Tat;8, Biel. Zwei kleine und ein größerer Innenabdruck von 40 mm . Höhe scheinen dieser Art anzugehören. Die Auszackung des Randes charakterisiert die Formen als Alectryonia. Die geringe Anzahl der Zacken und die sehr schlanke gebogene Form deuten auf Alectryonia frons hin. Jedoch ist es nicht ganz ausgeschlossen, daß es sich vielleicht um Jugendexem- plare der Alectryonia diluviana handelt. Aleetryonia frons ist charakteristisch für senone Schichten von England, Frankreich und Maastricht. Ebenso kommt sie im Senon von Schonen vor. Übergänge zu Alectryonia dilu- viana finden sich bereits im Grünsande von Essen. 960 Gryphaea vesicularıs LAM. Nırsson: Petref. Suec., 8. 29, Taf. 7, Fig. 3—5: Taf. 8, Fig. 5—6. — D’ÖRBIGNY: Pal. fr. d. ter. ar, 11, S. 142, Taf. 487. — CoquanD: Mon. Ostrea, Taf. 13, Fig. 2—10. — WOLLEMANN: Lüneburger Kreide, S. 52. Mehrere hundert Exemplare meist nur linke Klappen dieser im Senon so häufigen Auster lagen mir zur Bestimmung: vor. Aber auch Steinkerne und die kleineren (rechten) Ober- klappen waren vorhanden. Letztere zeigten manchmal die so: charakteristischen radialen Furchen. Es herrscht eine ungeheure Mannigfaltigkeit der Fo. Der dünnschalige Typus, nach SCHRÖDER dem Untersenon mit Inoceramus cardissoides und Jnoceramus lobalus angehörend, ist meist ziemlich klein. Jedoch kommen auch Stücke vor, die bis ”Omm hoch sind. Die Bandgrube ist bei diesen Formen meist wenig entwickelt im Gegensatz zu den dick- schaligen Stücken. Naturgemäß haben sich die besonderen Merkmale besser erhalten als bei dem dickschaligen Typus. So lassen sich die von der Ligamentgrube nach beiden Seiten ausgehenden Reihen von Runzeln, die fast an eine Zähnelung erinnern, gut beobachten. Es kommen breite (lange) und schmale, runde und ovale, birnenförmige und geflügelte Stücke vor, die bald mehr und bald weniger gewölbt sind. Die Krümmung des Wirbels ist bald stärker und bald geringer ausgeprägt. Die flachen und wenig gewölbten Exemplare nähern sich in ihrem Aussehen der Ostrea hippopodium. Dem oberen Senon gehört der dickschalige Typus an, der im allgemeinen größere Formen zeigt, deren Erhaltühes- zustand aber meistens zu wünschen übrig läßt. Nur die gestreifte Ligamentgrube ist meist sehr gut entwickelt und wird bis 30 mm hoch. Auch hier lassen sich all die oben angegebenen Formen unterscheiden. An eine Abtrennung von Varietäten konnte nicht gedacht werden, da zwischen allen Formen reichliche Übergänge vor- handen waren. Große Bruchstücke von Feuersteinverkieselungen sind wohl ebenfalls der Gryphaea vesicularis zuzuzählen. Ewogyra subconica n. sp. Von dieser Muschel sind nur Unterschalen vorhanden. Beim Vergleich mit den cenomanen Stücken von Kxogyra conica SOW. der Berliner Universitätssammlung aus der russischen und deutschen Kreide, in der sich sehr gut erhaltene D61 Stücke finden, kam ich zu der Überzeugung, daß ein wesent- licher Unterschied von dieser Art vorliegt. (GOLDFUSS: Petr. Germ. II, E. subcarinata, Taf. 67, Fig. 4. — GEINITZ: Palaeont. " XX, 2, Taf. 8, Fig. 14. — D’ORBIGNY: III, Taf. 479, Fig. 1— 3.) Meine Form unterscheidet sich von Kxogyra conica durch srößere Länge und das Fehlen eines scharfen Kiels, so daß ‚sie bei geringerer Wölbung mehr rund erscheint. ; Kie. 1. ; Exogyra subconica n. sp. Rechte Unterklappe. Natürl. Größe. Eine größere Ähnlichkeit besteht noch mit einer Ab- bildung, die GOLDFUSS als Exogyra inflata GOLDF. bezeichnet, und die er in Beziehung zu Kxogyra auricularıs WAHL. setzt. (Petr. Germ. II, Taf. 114, Fig. 8.) Diese nach der vorderen Seite der rechten Klappe stark verlängerte Muschel kommt im Senon von Maastricht vor. Exogyra subconica ist jedoch am oberen Rande runder als diese Spezies, da der Wirbel weiter nach vorn liegt. Es scheint, als ob die von SCHRÖDER als Exogyra conica SOW. bezeichneten Geschiebe mit der hier beschriebenen Art identisch sind. Exogyra sp. Einige Exogyren sind durch gegenseitiges Aufeinander- wachsen so deformiert, daß eine genauere Artbestimmung nicht möglich ist. Exogyra lateralis NILSS. Geinttz: Palaeont. XX, 1, S. 179, Taf. 41, Fig. 283—35; XX, 2, Taf. 8, Fig. 15—17. | In der ostpreußischen Sammlung findet sich eine Anzahl von kleinen linken Klappen sowie von Innenabdrücken, die mit den Abbildungen von GEINITZ übereinstimmen. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 36 u Exogyra lateralis kommt vom Gault bis Senon vor. Sie ist im Köpingesandstein Schwedens bekannt. Exogyra haliotoidea SOW. GoLDFUuss: Petr. Germ. II, S.38, Taf. 88, Fig. 1. — GeimItz: Palaeont.XX, 1, S. 184, Taf. 41, Fig. 1—13. — SCHRÖDER: Diese Zeitschr. 34, S. 260, Taf. 15, Fig. 5. Auch diese Auster habe ich nur in den ostpreußischen Geschieben bestimmt. Sie wird charakterisiert durch den geringen Umfang und die starke seitliche Verschiebung des Wirbels der Oberklappen. Die Stücke sind bis 45 mm hoch. SCHRÖDER glaubt, daß seine Funde senonen Ursprungs sind, obgleich diese Hxogyra sonst als cenoman angesehen wird. Exogyra auricularis WAHLENB. Chama haliotoidea. — NILSSOoNX: Petr. Suec., S. 28, Taf. 8, Fig. 3. Exogyra auricularis. — GOLDFUSS: Petr. Germ. Il, S. 39, Taf. 88, Fig. 2. Exogyra planospirites. — GOLDFUSS: Petr. Germ. II, Taf. 88, Fig. 3. SCHRÖDER: Diese Zeitschr. 34, S. 261, Taf. 15, Fig. 4. Der Unterschied dieser Art von der vorhergehenden beruht auf dem bedeutend größeren Umfange des Wirbels der Ober- klappe. Die Unterklappe ist meistens in der Nähe des Wirbels durch Anwachsung deformiert. Exogyra auricularıs kommt häufig in der schwedischen Trümmerkreide vor. Sie findet sich auch im Kreidetuff von Maastricht und im russischen Kreidemergel. Exogyra Stremmei n. sp.. Taf. X, Fig. 1a u. b. Eine Anzahl von sehr gut erhaltenen Stücken liegt vor. Im Gegensatz zu den sonst gefundenen Exogyren sind fast immer Öber- und Unterklappe ohne irgendwelche Deformation vorhanden, so daß die ganze äußere Form gut beobachtet werden kann. Leider war es infolge der Härte des anhaftenden glaukonitischen Gesteins nicht möglich, die Klappen zu trennen und ihre Innenseiten herauszupräparieren. Exogyra Stremmei wird 70—80 mm hoch und 60 mm lang. Die Unterschale ist nur schwach gewölbt. Ein Kiel tritt nur sehr wenig oder gar nicht hervor, so daß der Rücken rund und die ganze Form flach erscheint. Im Gegensatz zu der oben beschriebenen Kuxogyra halvotordea liegt der Wirbel nahe der Mitte. Er tritt nur wenig hervor und zeigt nur eine kleine, größtenteils eingewachsene Spirale. 963 Die Oberschale, die ganz flach oder sogar etwas nach innen gewölbt ist, erinnert mit ihrer kleinen Spirale an Ywogyra haliotordea. In den Geschieben gehört #. Stremmei dem Untersenon an. Mytilidae Lam. Mytilus sp. D’ORBIGNY: Pal. fr. d. ter. cret. III, S. 269, Taf. 338. An den neocomen Mytilus sımplex D’ORB. erinnert ein einzelner Mytrlus mit sehr engen, stark hervortretenden An- wachsstreifen. Nueulidae GRAY. Nueula cfr. producta NILSS. Nıtssox: Petr. Suec., S.16, Taf. 10, Fig.5. — GeıinITz: Charakt., S.77, Tat 20, Rio. 26. Mehrere Steinkerne von 10 mm Höhe und 20 mm Länge haben größere Ähnlichkeit mit den Abbildungen von NILSSON und GEINITZ, zeigen allerdings geringere Höhe als diese. Der Wirbel der Steinkerne ist etwas mehr gerundet als der mehr spitze Wirbel bei GEINITZz. Konzentrische Streifung ist bei einem gut erhaltenen Stück zu erkennen. Die in der Kreide Polens und Böhmens vorkommende Spezies findet sich auf Schonen im Sandkalk bei Käseberga. Als Geschiebe kommt sie mit Belemnitella mucronata vor. Arcidae Lam. Arca Geinitzi REUSS. Reuss: Böhm. Kreidegebirge II, S. 11, Taf. 34, Fig. 31. — GemITz: Palaeont. XX, 2, S. 55, Taf. 16, Fig. 7. Charakterisiert werden die beiden gefundenen Steinkerne durch Radien und Zwischenradien, die durch Anwachsstreifen granuliert erscheinen. Vorkommen im Plänerkalk von Strehlen und im oberen Plänermergel Böhmens. 36° Astartidae GRAY. Cardita tenuicosta SOW. D’ÖRBIGNY: Pal. fr. d. ter. cret. III, S.87, Taf. 268, Fig. 1-5. — GeEInITz: Palaeont. XX, 2, S. 60, Taf. 17, Fig. 11—13. Eine gut erhaltene linke Klappe mit Belemnitenresten und ein Abdruck der rechten Klappe schließen sich den Ab- bildungen von D’ORBIGNY und GEINITZ an. Jedoch sind die Radialrippen etwas schmaler, so daß sich die Form der von MÜLLER (Untersenon von Braunschweig, S. 55, Taf. 7, Fig. 10 bis 12) beschriebenen Venericardia santoniensis MÜL. nähert. Besonders seine Fig. 12 zeigt große Ähnlichkeit mit der linken Klappe. Es fehlt nur die Depression hinter der vom Wirbel nach rückwärts gehenden Kante. Cardita tenuicosta findet sich vom Gault bis zum Unter- senon. Tbenso gehört Venericardia santoniensis dem Unter- senon an. Astarte efr. similis MÜNST. GoLpruss: Petr. Germ. III, S. 193, Taf. 134, Fig. 22. Mehrere Abdrücke dieser kleinen Art sind ziemlich schlecht erhalten. Astarte similis kommt in der Kreide von Halden und in der holländischen Mucronatenkreide von Limburg vor. (VOGEL: Holländische Kreide, S. 38.) Lucinidae Desu. Lucina sp. Dieser Gattung scheinen drei schlecht erhaltene Stein- kerne anzugehören. Cardiidae Lan. Cardium subalutaceum n. sp. Taf. X, Fig. 3a u. b. Diese häufig verdrückte Art hat äußerlich die Form von Cardium alutaceum GOLDFUSS, ähnlich der Abbildung von GEINITZ. (Palaent. XX, 2, Taf. 18, Fig. 7.) Jedoch läßt sich bei einigen besser erhaltenen Steinkernen mit der Lupe sicher feststellen, daß die feinen Radialrippen selbst glatt sind und nur durch feine punktförmige Linien von- einander getrennt werden. Nur bei oberflächlicher Beobachtung erscheint die Oberfläche gekörnt. 965 Cardium subdeforme n. sp. Äußerlich in ihrer Form Cardium deforme Gen. (Palaeont. XX, 2, S. 64, Taf. 18, Fig. 8) gleichend, zeigt diese Spezies Kıe=ı2. Cardium subdeforme n. sp. Steinkern von zwei Teilen in natürl. Größe. dieselbe Zeichnung wie Curdium subalutaceum, indem vom Wirbel aus Punktreihen radial ausgehen, die glatte Rippen frei lassen. Veneridae GRAY. Familie Veneridae. Eine Anzahl nicht näher bestimmter Steinkerne von teil- weise flacher, breiter oder schmaler, mehr gewölbter Form ist zu dieser Familie zu rechnen. Venus cfr. Goldfusii Gin. Venus parva. — GOLDFUSS: Petref. Germ. II, S. 246, Taf. 151, Fig. 4. — GeEINITZ: Palaeont. XX, 2, S. 67, Taf. 18, Fig. 16 u. 17. Mehrere kleine Steinkerne einer Venus, die teilweise mehr oder weniger gewölbt sind, haben große Ahnlichkeit mit dieser hauptsächlich im Genoman und Turon vorkommenden Art. Oytherea plana Sow. GOLDFUSS: Petref. Germ. II, S. 238, Taf. 418, Fig. 4. — D’ORBIGNY: Pal. fr. d. ter. cret. III, S. 447, Taf. 388, Fig. 1--3. Drei große Steinkerne von Üytherea plana gehören dem Mucronatengeschiebe an. Wie schon SCHRÖDER -erwähnt, zeigen sie keinen Unterschied von den cenomanen und turonen Formen. | 566 Tellinidae Lam. Tellina @oldfusii ROEM. Rormer: Kreidegebirge, 8. 73, Taf. 9, Fig. 18. Ein Steinkern zeigt die Form der Beschreibung und Ab- bildung von ROEMER, der als Fundort den oberen Kreide- mergel von Aachen angibt. Brachiopoda. Lingulidae. Lingula sp. WOLLEMANN: Lüneburger Kreide, S. 37. Zwei Exemplare einer kleinen, 4 mm hohen Zingul« zeigen große Ähnlichkeit mit einem Stücke der Berliner Universitätssammlung aus dem Lüneburger Senon. Irhynchonellidae GRAY. Rhynchonella plicatilis Sow. Rhynchonella Cuvieri und octoplicata D’ORB. — D’ÖRBIGNY: Pal. fr. d. ter. eret., S. 39, 46, Taf. 497, Fig. 12—15; Taf. 499, Fig. 9—12. — GEINITZ: Palaeont. XX, 2, S. 26, Taf. 7, Fig. 5—15. Ein Stück, dessen Ventralschale etwas verdrückt, dessen Dorsalschale aber gut erhalten ist, wurde als Rhynchonella plicatilis bestimmt. | In Deutschland kommt die Spezies von der unteren Kreide bis zum Turon vor. In Frankreich ist neben turonem auch ein senones Vorkommen häufig. Rhynchonella sp. Ein Bruchstück. hat Ähnlichkeit mit Rhynchonella plica- tilis, hat aber eine geringere Anzahl von Radialrippen und zeigt ziemlich starke Wölbung. Rhynchonella subplicata D’ORB. D’ÖRBIGNY: Pal. fr. d. ter. cret. IV, S. 48, Fig. 13—17. Zwei Steinkerne stimmen sehr gut mit dieser vom D’ÖRBIGNY in den senonen Ablagerungen des Pariser Beckens gefundenen und als Arhynchonella Dutempleana abgebildeten j Art überein. } 567 Terebratulidae Kınc. Terebratula carnea SOW. Davıpson: Brit. cret. Brach., S. 67, Taf. 8, Fig. 1—5. Sehr zahlreiche Steinkerne, teilweise auch gut erhaltene Schalen, finden sich in den Geschieben. Die Form ist nicht immer konstant. Einerseits kommen flache, andererseits auch aufgeblasene Stücke vor, die bis nach T'erebratula semiglobosa variieren. Auch Variationen, durch Verlängerung der runden Formen, nach var. elongata sind nicht selten. Terebratula carnea kommt sehr häufig im Öbersenon vor. Auch in der schwedischen oberen Kreide wird sie viel- fach gefunden. Terebratula carnea SOW. var. elongata SOW. Davipson: Brit. Brach., S. 67, Taf. 8, Fig. 3. Die am meisten verlängerten Stücke der Terebratula carnea habe ich als elongata bezeichnet. Sie haben etwa die Form der Abildung von DAvIDson, Fig. 3. Terebratula cfr. semiglobosa SOW. Davınsox: Brit. cret. Brach., S. 66, Taf. 8, Fig. 6—-18. — GeEINITZ: Balaeont. XX, 2,3.23, Taf. 7, Bio. 14: Einige sehr stark aufgeblasene Stücke sind unter diesem Namen zusammengefaßt. Ob es sich wirklich um die turone semiglobosa oder nur um eine Varietät der Ter. carnea handelt, erscheint etwas zweifelhaft, zumal die Stücke nicht besonders erhalten sind, so daß eine Faltung des unteren Randes schwer festzustellen ist. Terebratula cfr. depressa Lam. Davıpson: Brit. cret. Brach., Taf. 9, Fig. 2—24. Eine schlanke Terebratula mit großem Schnabelloch und rhombischem Umriß, 40 mm hoch, hat ebenso wie eine etwas breitere Form von 25 mm Höhe Ähnlichkeit mit den Ab- bildungen von Dıvıpson. Beide Bestimmungen sind un- sicher. Terebratula depressa ist nach TIESSEN (diese Zeitschr. 47, S. 453) vom Cenoman bis zum oberen Turon bekannt. 568 Terebratulina @üiesei HaG. SCHLOENBACH: Palaeont. XIII, S. 282, Taf. 38, Fig. 89. Diese zierliche Form findet sich sehr häufig in teilweise sehr kleinen Exemplaren. Die größten gefundenen Stücke sind bis 8 mm hoch. | Vorkommen nur in der Zone der Belemnitella mucro- nata. Terebratulina chrysalis SCHLOT. SCHLOENBACH: Palaeont. XIII, S. 277, Taf. 38, Fig. 3 —4. Ter. Defrancü. — Nıussonx: Petref. Suec. I, S. 55, Taf. 4, Fig. 5. Mir liegen zwei Exemplare vor, die etwas größer als die oben beschriebenen Spezies sind und bedeutend mehr Radial- rippen zeigen. Die Art ist durch die ganze obere Kreide verbreitet. In Schweden findet sie sich im Trümmerkalk. Coelenterata. Zusammen mit Cardium subaculeatum fand ich den un- bestimmbaren Steinkern einer Hexakoralle, deren Septa in 12 Büscheln zu je 4 angeordnet waren. Porifera. Craticularia sp. Auf die Gattung (Craticularia deutet ein seitlich ver- drücktes Stück hin. Die Heimat der Geschiebe. Wir können wohl annehmen, daß cretacische Geschiebe nur dann in größerer Menge in die diluvialen Grundmoränen gekommen sein können, wenn an irgendeiner Stelle des vor- diluvialen Untergrundes anstehende Kreide frei lag, die der zerstörenden Wirkung des Inlandeises direkt ausgesetzt war. Dieses anstehende Gestein kann dann als Heimat der Geschiebe bezeichnet werden. Um den Beweis für den Zu- sammenhang von den gefundenen Geschieben mit einem Ur- sprungsort zu liefern, müssen gewisse Bedingungen erfüllt sein. Zunächst ist die allgemeine Bewegungsrichtung des Eises zu berücksichtigen. Nur in dieser Richtung konnte die Ab- lagerung des zertrümmerten Gesteins erfolgen. Es können sich 969 dann Geschiebe sowohl in unmittelbarer Nähe des Anstehenden oder in geringerer oder größerer Entfernung davon, dem Weg des Gletschers folgend, vorfinden. Ersterer Fall ist am einfachsten, sobald ein ganzes Kreide- gebiet direkt vom Diluvium überlagert wird. Hier können wir es in den meisten Fällen für wahrscheinlich halten, daß die gefundenen Geschiebestücke der vordiluvialen Oberfläche ent- nommen sind. | Daß andererseits auch ein sehr weiter Transport stattfinden kann, zeigen zum Beispiel die schwedischen silurischen Geschiebe, die sich vielfach in der norddeutschen Tiefebene vorfinden. Ein aufgefundenes Geschiebestück kann aber nur dann einem anstehenden Gestein entstammen, wenn es auch petro- graphisch und faunistisch mit diesem übereinstimmt. Diese beiden Gesichtspunkte sind daher noch neben dem oben Gesagten zu berücksichtigen. ' Bei Betrachtung der preußischen Fundstücke fällt zunächst eine große Ähnlichkeit mit der Fauna der anstehenden Kreide Schonens auf, die so weit geht, daß sehr viele der angetroffenen Arten zuerst in Schweden erkannt und beschrieben worden sind. Schon SCHRÖDER!) weist darauf hin, daß, wenn auch faunistische Übereinstimmung mit Schonen vorhanden ist, die petrographische doch sehr zu wünschen übrig läßt. Die Schubrichtung des Eises wird für Preußen im allge- meinen als von Nordnordosten kommend angenommen. Aber selbst bei nur radial vom nördlichen Schweden ausgehender Bewegung bleibt Schonen, wie ein Blick auf die Karte lehrt, weit westlich liegen. Es kann also keinesfalls als Ursprungs- land der Geschiebe von Preußen in Betracht kommen, das an anderer Stelle zu suchen ist. Durch langjährige Arbeiten ist vor allem durch JENTZSCH’) und andere Forscher der Untergrund von Ost- und Westpreußen untersucht worden. Das Ergebnis ist kurz folgendes: Im nord- östlichen Teil Ostpreußens, mit Ausnahme des äußersten Zipfels bei Memel, wo Jura erbohrt ist°)*), liegt das Diluvium direkt auf der oberen Kreide; im westlichen Ostpreußen und in West- preußen besteht die Reihenfolge Kreide, Tertiär, Diluvium. Mit der unterlagernden Kreide ist nach SCHRÖDER neben der Übereinstimmung der Fauna auch eine solche der Gesteine !) Diese Zeitschr. 34, 1882, S. 285. 2) JENTZSCH: Der vordiluviale Untergrund des nordostdeutschen Flachlandes. Jahrb.Kgl.Preuß Geol. Landesanst. XX, 1899, 5.266, Taf. 14. 3) JENTZSCH: Diese Zeitschr. 61, 1909, Monatsbar., S. 406. *) TORNQUIST: Diese Zeitschr. 62, 1910, Monatsber., S. 147. D70 vorhanden. Für Ostpreußen ist deshalb anzunehmen, daß die Geschiebe direkt aus dem Untergrunde stammen. Für Westpreußen ist dies nicht wahrscheinlich. Gerade die Gebiete, aus denen die von mir bearbeiteten Stücke stammen, zeigen über der Kreide eine starke Entwicklung des Tertiärs. Hier ist also an eine direkte Einwirkung des Gletschers auf die freiliegende Kreide nicht zu denken. — Bei Betrachtung der Karte von JENTZSCH drängt sich aber die Vermutung auf, daß das ostpreußische tertiärfreie Kreidegebiet in seinem Streichen nach Westen eine Fortsetzung in der Ostsee hat. Dieses Gebiet im Norden von Westpreußen, das jetzt von der Ostsee bedeckt ist, dürfte als Heimat der westpreußischen Geschiebe zu betrachten sein. Es liegt an einer Stelle, die von dem nach Süden vordringenden Eise passiert werden mußte, das die von dort entnommenen Gesteine dann weiter südlich ablagerte. Wir kommen also zu dem Schluß, daß der Ursprungsort der preußischen Geschiebe wahrscheinlich zweierlei Art ist. Im Östen liefert der Untergrund selbst das Material dafür. Für die westlichen Gebiete müssen wir eine nördlich von Westpreußen liegende Zone annehmen, deren geologische Ver- hältnisse dem östlichen Ostpreußen entsprechen, d. h. direkte Überlagerung des Diluviums über oberer Kreide. Als baltisches Kreidegebiet wird das Vorkommen der Kreide in Ost- und Westpreußen, Pommern und Mecklenburg, südlich fortgesetzt bis Lüneburg, angesehen. Ferner wird das Vorkommen der Kreide auf den dänischen Inseln und in Schonen hierzugerechnet. Es bestand also hier ein größeres zusammen- hängendes Becken, wodurch auch die faunistische Übereinstim- mung zwischen Preußen und Schonen ohne weiteres erklärt wird. Aber auch zu dem sächsisch-böhmischen und Aachener Becken, zu der westfälischen und schlesischen Kreide bestehen viele Beziehungen, wie aus dem im paläontologischen Teil Gesagten hervorgeht. — Durch die vorliegende Arbeit sollte ein kleiner Beitrag zur Kenntnis der senonen Fauna des baltischen Kreidegebiets geliefert werden. An dieser Stelle möchte ich Herrn Geh. Rat BRAnCA, dem Direktor des hiesigen paläontologischen Instituts, meinen Dank für die freundliche Überlassung des Materials zur Bearbeitung aussprechen. | Manuskript eingegangen am 11. Juni 1910] Sl 19. Cruzianen aus dem Untersilur des Leipziger Kreises. Von Herrn K. Pıerzscn in Leipzig. (Hierzu Tafel XI—XIII und eine Textfigur.) Etwa 20 km südöstlich von Leipzig erhebt sich zwischen den Orten Otterwisch und Hainichen aus den dort weit ver- breiteten tertiären und diluvialen Bildungen das altpaläozoische Grundgebirge in einem schmalen, WSW-—ONO verlaufenden Klippenzuge untersilurischer Gesteine fast bis an die Erdober- fläche!). Der anstehende Fels wird in dem flachen Rücken, der sich vom Südende von Ötterwisch aus nach Hainichen zu erstreckt, sowie bei letzterem Orte selbst nur durch das Dilu- vium dem Auge verborgen, und zwar namentlich durch die als Kroßsteinsgrus bezeichnete Lokalfacies des Geschiebelehms?). Das Anstehende selbst ist in Otterwisch und in Hainichen durch mehrere Steinbrüche aufgeschlossen, die jetzt allerdings sänzlich auflässig uud z. T. auch schon wieder zugeschüttet sind, in denen aber früher die „Grauwacke“ sowohl als Bau- stein wie auch zum Beschottern der Wege gebrochen wurde. In einem solchen alten Steinbruche am Südende von Hainichen, rechts des Weges nach Stockheim, wurden in den letzten Jahren vom Verf. eine Anzahl Fossilien aufgefunden, die zu der vielumstrittenen Gattung Cruziana D’ORB. gehören, und die schon deshalb einiges Interesse beanspruchen, weil sie die ersten im Untersilur Deutschlands aufgefundenen echten Cru- zianen sind. Die ersten dieser Funde wurden zwar bereits im Frühjahr 1906 gemacht; da aber schon damals der Steinbruch zum größten Teil ausgefüllt war, und die Abböschung der letzten noch stehenden Wand, aus der die Cruzianen stammten, bald aus- !) Vgl. die Erläuterungen zu Skt. Lausigk-Borna der Geol. Spez.- Karte v. Sachsen, 2. Aufl., S. 2 und die Erl. zu Skt. Naunhof-Otter- wisch, S. 2. 2) Sauer: Kroßsteinsgrusfacies des Geschiebelehms von Otterwisch, Sitz.-Ber. d. naturf. Ges. z. Leipzig 1881, S. 12—16. 512 geführt werden sollte, so wurden Mitteilungen über die Funde zunächst verschoben, um vor der endgültigen Zerstörung der Fundstelle erst noch eine größere Anzahl von Cruzianen zu sammeln. Jedoch konnte trotz häufigeren und längeren Suchens nur eine sehr beschränkte Anzahl besserer Stücke zusammen- gebracht werden, die aber in ihrer Gesamtheit ein anschau- liches Bild der Gattung Cruziana D’ORB. zu geben vermögen. Ehe auf diese selbst eingegangen werden kann, muß mit wenigen Worten die Gesteinsbeschaffenheit und das geologische Alter der Hainichener Grauwacken gestreift werden. Die Haupt- masse des Gesteins ist eine sandsteinartige bis rein quarzitische Grauwacke, die, wie die mikroskopische Untersuchung zeigt, fast ausschließlich von Quarzbröckchen gebildet wird, denen sich etwas häufiger nur Kieselschieferfragmente und silberweiß blitzende Glimmerschüppchen, seltener auch völlig zersetzte Feldspatteilchen zugesellen. Das Bindemittel ist entweder kieselig-toniger oder auch rein kieseliger Natur. Die Grau- wacke ist fast durchweg fein- bis mittelkörnig, bisweilen auch schieferig ausgebildet; nur in wenigen Bänken wird sie etwas srobkörniger und nimmt dann konglomeratartigen Charakter an. Mit den meist nur bis Dezimeter mächtigen Grauwackebänken wechsellagert in dünnen Schichten ein sehr feinschliechiger, z.T. glimmerig glänzender Tonschiefer von fast weißer bis grünlich- grauer Färbung. Die Schichten des Hainichener Grauwacken- komplexes streichen N70°O, also in erzgebirgischer Richtung, und fallen mit etwa 30° nach SSO ein. Oberflächlich haben sie jedoch beträchtliche Störungen erfahren, indem sie durch das darüber hinziehende diluviale Inlandeis aufgestaucht und teilweise völlig zerrüttet wurden. Dabei ist zwischen die aus ihrem Verbande losgelösten Bruchstücke der Schichten Ge- schiebelehmmaterial eingepreßt worden, so daß das anstehende Gestein nach oben zu in lokal ziemlich mächtigen Kroßsteins- grus übergeht. Diese Erscheinung war bis vor kurzem an der südöstlichen Bruchwand des oben erwähnten Hainichener Stein- bruches rechts des Weges nach Stockheim sehr gut zu beob- achten. Aus den stark aufgelockerten Grauwackeschichten dieser Wand stammen die Öruzianen. Was das geologische Alter der Hainichener Grauwacken anlangt, so müssen diese schon wegen ihres petrographischen Habitus in das Untersilur gestellt werden und sind etwa dem untersilurischen Hauptquarzit des Vogtlandes gleichaltrig zu erachten. Diese Altersbestimmung konnte bisher noch nicht durch Fossilfunde im anstehenden Gestein bestätigt werden. Dagegen lieferten die Hainichener Felder eine Anzahl dem 973 dortigen Untergrunde entstammender Grauwackenlesesteine mit Steinkernen und Abdrücken von Linguliden, die aber wegen ihres ungünstigen Erhaltungszustandes zu einer absolut sicheren Speziesbestimmung nicht ‘geeignet erscheinen. Immerhin dürften einige von ihnen schon wegen ihrer einem abgerundeten, fast gleichseitigen Dreiecke ähnlichen Gestalt mit großer Wahr- scheinlichkeit zu Zingula Rouaulti Saur. zu stellen sein, wäh- rend andere, spitzere Formen einer zweiten Art angehören mögen. Lingula Rouaulti Saur. als eine Hauptleitform des armorikanischen Sandsteins würde für ein tief-untersilu- risches Alter des Hainichen-Otterwischer Grauwackenzuges sprechen. Diese Altersbestimmung hat offenbar durch die Auffindung der Cruzianen eine Stütze erfahren. Denn die von D’ÖRBIGNY!) mit dem Namen Cruziana bezeichneten Fossilien treten überall, wo sie bisher bekannt geworden sind, wie in Süd- und in Nordamerika, in Frankreich, auf der Pyrenäischen Halbinsel, auf Sardinien und auch in Schweden, stets in älteren paläo- zoischen Gesteinen auf, und zwar vorwiegend an der Basis des silurischen Systems. Überall in den genannten Ländern ist ihr Vorkommen auch an Sandsteine geknüpft, die mit Ton- schiefern wechsellagern, und die im allgemeinen recht arım an Fossilien sind, oft eben nur Linguliden in einiger Reichlich- keit beherbergen. Die Stellung der Uruzianen im paläontologischen System war- in der zweiten Hälfte des vorigen Jahrhunderts Gegen- stand lebhafter Auseinandersetzungen. Während LEBESCONTE?), SAPORTA°®), DELGADO®) und andere mit großer Beharrlichkeit die Zugehörigkeit dieser Fossilien zu den Algen verteidisten, suchte NATHORST®) durch Experimente den Nachweis zu er- ) p’Orgıeny: Voyage dans l’Amerique meridionale, Tome III, Ame partie, Paleontologie, 1842, S. 30. 2) Lesesconte: Les Cruziana et Rysophycus ete., angehängt an M. Rovaurr: Oeuvres posthumes, publiees par Lesesconte, Paris et Rennes 1883; ferner in Bull. Soc. geol. de France, 3me serie, Bd. XIV, #886, 5.811 und Bd. XVI 1889, S: 512. 3) Marguıs DE SaPorra: vor allem: Les Organismes problematiques des anciennes mers, Paris 1884, 100 S., 3 Til. %) J. F. Nerv Dercano: Etude sur les Bilobites ete, Lisbonne 1886, mit 42 Til. — Estudo sopre os Bilobites, Supplemento, Lisboa 1888, 10 TAl., portugiesisch u. französisch. 5) A. G. Naruorst: Om spär af nägra evertebrerade djur (Kongl. Svenska Vetenskaps-Akademiens Handlingar, Bd. 18. Nr. 7, Stockholm 1881). — Nouvelles Observations sur des Traces d’Animaux etc. (Kongl. Svenska Vetenskaps-Akademiens Handlingar, Bd. 21, Nr. 14, Stock- holm 1886). Re bringen, daß die Uruzianen ebenso wie eine Reihe anderer Problematica nichts anderes seien als die Ausgüsse von Kriech- spuren niederer Meerestiere. Dank der überzeugenden Argu- mentation des schwedischen Forschers wird die mechanische Entstehungsweise der Cruzianen heutzutage wohl nicht mehr bestritten. Ihrem allgemeinen Anblick nach zeigen sich auch die Hainichener Cruzianen als flache Halbreliefs auf der Schicht- fläche des Grauwackensandsteins, indem sie dabei die Gestalt eines Tannenästchens z. T. recht gut nachahmen (vgl. TAl. XI, Fig. 1 u. 2). Dieser ihrer reliefartigen Erscheinungsweise ent- spricht auch ihre tatsächliche Beschaffenheit, insofern als die Cruzianen eben nur eine Oberflächenerscheinung sind und keine allseitig ausgebildete, volle körperliche Gestalt besitzen; sie lassen sich daher auch nicht aus dem Gestein frei herauslösen, noch durchsetzen sie dieses. Organische Struktur ist in ihrem Inneren niemals zu beobachten, und auf ihrer Oberfläche fehlt jede Spur kohliger oder sonstiger organischer Substanz. Alle diese Erscheinungen, die von den Verteidigern der vegetabilischen Natur der Cruzianen nicht einwandfrei zu deuten sind, vermag die NarHorstsche Hypothese ohne jede Schwierigkeit zu erklären. Da nach NArtHorst die Uruzianen nur Abgüsse, also Ne- gative von Kriechspuren sind, so müssen sie sich naturgemäß auf der Unterseite der Schichten vorfinden; doch konnte diese Tatsache bei den Hainichener Exemplaren nicht durch direkte Beobachtung am anstehenden Gestein kontrolliert werden, weil die Belegstücke, wie erwähnt, alle aus den durch Eis- druck stark zerrütteten Schichten stammen. Zudem wurden die Stücke allermeist erst dann aufgefunden, wenn das Material aus der Bruchwand losgeschlagen und von dem fest anhaften- den Lehm befreit war. Hervorzuheben ist, daß die Hainichener Uruzianen, ebenso wie die der fremdländischen Fundorte, ausnahmslos im Sand- stein (Grauwacke), nie aber im Tonschiefer erhalten sind, und daß die Fährten nur im Abguß, also nur im Negativ vorliegen, während sich die positiven Kriechspuren, die doch durch Hohl- formen dargestellt werden, niemals auffinden ließen. Dies läßt sich auf folgende Weise erklären. Die ursprünglichen Spuren sind in einem Schlammboden erzeugt worden, der dann mit feinem Sande gleichmäßig überdeckt wurde. Durch spätere Verfestigung entstand aus dem lockeren Schlamme Tonschiefer, und aus dem Meeressand wurde Grauwackensand- stein. Da nun dieser stets stärker verfestigt ist und dann der Verwitterung und Zertrümmerung weit größeren Widerstand aD entgegensetzt als der Tonschiefer, so ist die Erhaltung der Kriechspuren als Negative auf den Schichtflächen des Sand- steins der gewöhnliche Fall. Die positive Spur, die also im Tonschiefer zu suchen ist, fällt infolge seiner leichten Zerstör- barkeit der Vernichtung anheim, wie denn auch in dem Hai- nichener Kroßsteinsgrus der den Grauwackebänken zwischen- gelagerte Tonschiefer vollständig zerstückelt und zerquetscht worden ist. Jedoch gewahrt man bei manchen der vorliegenden Cruzianen-Handstücke an dem Sandstein oberflächlich noch Tonschiefermaterial fest anhaften (z. B. auf TA. XI, Fig. 1 als weiße Flecke zu erkennen); bei einigen Stücken ist dies sogar in dem Maße der Fall, daß dadurch die Cruziana sehr verun- deutlicht wird (vgl. Tfl. XIII, Fig. 1). Aus dem bemerkenswerten Umstand, daß die Cruzianen immer nur als Negative auf der Unterseite der Schicht, niemals aber als Positive auf der Schiehtoberfläche, noch auch im Innern der Grauwackebank selbst angetroffen werden, scheint hervorzugehen, daß nur der Schlammboden, nicht aber der Sandgrund des untersilurischen Meeres erhaltungsfähige Kriech- spuren aufzunehmen imstande war, und daß außerdem stets ein Wechsel im Sedimentationsmaterial zur Konservierung der Spuren nötig ist. Natürlich werden nur die kurz vor der Überschüttung mit Sand hervorgebrachten Spuren wirklich scharfe Negative liefern können. Daß die Kriechspuren, durch deren Ausfüllung die Uru- zianen entstanden sind, etwa auf dem von Wasser nicht be- deckten, trockenen Gestade entstanden sein können, bestreitet schon NArTtorsT!) in einer Öontroverse gegen LEBESCONTE und behauptet dabei, daß die Fährten um so besser konserviert würden, wenn sie im tiefen Wasser gebildet und von Sediment bedeckt werden. Doch dürfte es dabei wohl weniger auf die Tiefe des Wassers ankommen, als vor allem auf dessen Be- wegungslosigkeit in der Nähe des Grundes. Denn das silurische Meer, in denen die Hainichener Gesteine sich ablagerten und auf dessen Boden die Kriechspuren hervorgebracht wurden, hat jedenfalls nur eine relativ geringe Tiefe besessen, wie schon aus der Art der Sedimente, sowie aus dem gelegentlichen Vor- kommen von vortrefflich ausgebildeten Wellenfurchen?) in dem Grauwackensandstein hervorgeht. ı) A. G. Narmorsr: Herrn Legescoxte’s neueste Bemerkungen über Cruziana, Neues Jahrbuch f Min. 1888, I., S. 207. 2) Ein ausgezeichnetes Belegstück, auf dem die einzelnen Wellenkämme etwa Acm Abstand voneinander innehalten, ist v. Verf. in der Samm- lung der Kgl. Sächs. Geol. L.-A. hinterlegt worden. a Die von Hainichen vorliegenden Uruzianen, von denen eine Anzahl auf den beigegebenen Tafeln abgebildet ist, stimmen in allen ihren Einzelheiten mit den aus anderen Ländern beschriebenen aufs beste überein. Sie bestehen aus zwei einander parallelen, flachen Wülsten oder Halbzylindern, die durch eine mehr oder minder tief und deutlich aus- gebildete Symmetrie-Furche voneinander getrennt und mit schräg verlaufenden Rippen oder Kämmen dicht besetzt sind. Die Breite der einzelnen Exemplare wechselt zwischen 2 und 5 cm. Die beiden Wülste sind meist gleich stark gewölbt, nur selten ist eine Wulst etwas höher als die andere. Die Rippen auf den Wülsten nehmen ihren Anfang an der Medianfurche und verlaufen von da aus schräg nach außen. Sie sind entweder fast geradlinig (Taf. XII, Fig. 1) oder schwach gebogen, halten aber dabei nicht bei allen Exemplaren, ja nicht einmal immer auf den beiden Wülsten desselben Exemplars den gleichen Winkel zur Mittellinie inne. Bei einigen Stücken scheinen sich ferner auf derselben Wulst mehrere Systeme von Rippen, die unter verschiedenen Winkeln verlaufen, zu durchdringen (vgl. z. B. Taf. XI, Fig. 1). Längs der beiden Seiten besitzen die Cruzianen nur bei einigen der vorliegender Exemplare deutliche Abgren- zung, indem dann beiderseits längs der ganzen Form eine scharf markierte, schmale Leiste verläuft (vgl. Taf. XIII, Fis.1 u. 2). Auf Taf. XII, Fig. 2 liegt in dem linken oberen Exemplar eine Uruziana vor, deren beide lache Wülste voneinander vollständig getrennt sind, wo also das Fossil aus zwei selbständigen, voneinander völlig losgelösten, parallelen Teilstücken zu be- stehen scheint. Alle diese verschiedenen Erscheinungsformen der Cruzianen sind unter der Voraussetzung ihrer mechanischen Entstehungs- weise leicht zu erklären. In der ursprünglichen Kriechspur entsprechen den Wülsten natürlich Hohlformen und den Rippen auf jenen die Eindrücke, die von den Füßen des die Spur er- zeugenden Tieres herrühren. Dieses letztere selbst ist NATHORST!) geneigt, zu den Crustaceen zu stellen, vielleicht gehört es nach ihm auch in die Nähe von Zimulus, doch ıst es bis jetzt fossil noch nicht bekannt geworden. Jedenfalls muß aber nach Naruorsts Untersuchungen ein Querschnitt durch den unteren Teil dieses Tieres ungefähr eine Form besessen haben, wie sie durch die stark ausgezogene Linie in der Textfigur?) dargestellt wird. Die Füße sollen sehr nahe an der Mittellinie des Kör- !) A. G. Narmorst: Nouvelles Observations etec., S. 32. ?) Zusammengestellt nach Narnorsr: Nouv. Obs., S. 19, 27 u. 28. = al pers angeheftet gewesen sein. Ferner wird vermutet, daß der Rücken des Tieres, vielleicht auch sein Kopf, einen Schild ge- tragen habe, dessen seitliche Ränder in der Textskizze noch ange- deutet sind. Das Cruziana-Tier lebte im allgemeinen wahrschein- lich schwimmend im Wasser; bisweilen tauchte es aber auf den Meeresgrund unter, vielleicht um dort Nahrung zu suchen, und konnte sich dann auch kriechend fortbewegen. Jenachdem nun das Tier, gleichsam noch halb schwimmend, nur mit den untersten Enden seiner Füße den Boden erreichte oder aber mit seinem vollen Gewichte auf den Boden drückend vorwärts kroch, mußten ver- schieden gestaltete Spuren entstehen. Man veranschauliche sich dies mit Hilfe der Textfigur. Würde das Tier nur eben mit den Füßen den Boden berühren, also etwa bis zur Linie a....a in den Schlamm eintauchen, so müssen dadurch Kriechspuren Fig. 1. zustande kommen, die aus zwei einander parallelen, aber von- einander getrennten Teilen bestehen. Den Abdruck einer der- artigen Spur bildet die auf Taf. XII Fig. 2 dargestellte Cruziana, und zwar das linke obere Exemplar. Bei NAtHorsr entsprechen ihm z.B. die obere Spur in Fig. Sauf Tfl. 3 in den Nouvelles Observations und bei SarorTA (Örganismes problematiques des anciennes mers), z. B. die Fig. 1 u. 2 auf Pl. XI. Wenn in einem anderen Falle das Cruziana-Tier beim Kriechen auf dem Meeresboden bis zur Linie b.....b in den Schlammgrund einsank, so wurde dadurch eine Spur hervorgebracht, deren Abguß den am häufigsten beobachteten Cruzianen (vgl. z. B. Taf. XI Fig. 1 und Taf. XII Fig. 1 entspricht. Wenn schließlich das Tier noch tiefer, alsoetwabis zur Liniec.....cin den schlammigen Meeresgrund einsank oder sich in ihn einwühlte, so berührten dann auch die Seiten- ränder des von NArHorsr vermuteten Rückenpanzers den Boden und schleiften beim Vorwärtskriechen des Tieres am Grunde, Infolgedessen mußte die eigentliche Kriechspur beiderseits durch zwei schmale Furchen begleitet werden, die dann im Abdruck die beiden seitlichen Leisten lieferten, wie sie Fig. 1 und 2 auf Taf. XIII zeigen. Zu diesem Falle vergleiche man bei Narnorst (Nouvelles Observations, S. 27/28) besonders die Abbildung 5 auf Tfl. 2 und die Fig. 10 auf Tfl. 4. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1910. 37 518 Durch die NAaruorstsche Annahme, daß das Cruziana-Tier einen Rückenschild besessen habe, wird allerdings die seitliche Furche der Spuren gut erklärt. Da man jedoch mit den Cruzianen zusammen noch niemals die Reste eines Tieres ge- funden hat, auf welches die Spuren mit Sicherheit zu beziehen wären, so ist es nicht ausgeschlossen, ja erscheint sogar sehr wahrscheinlich, daß das Oruziana-Tier überhaupt keine erhaltungs- fähigen Hartteile besessen hat; denn die seitlichen Furchen werden auch durch das Schleppen einer Hautfalte oder eines fleischigen Anhängsels erklärt. Die Fortbewegungsrichtung des Tieres ergibt sich aus den vorliegenden Abdrücken der Kriechspuren, indem man auf den beiden Wülsten je eine der Rippen bis zur Mittellinie verlän- gert, so daß sie mit dieser einen Pfeil bilden (%). Dessen Richtung zeigt dann die Bewegungsrichtung des Tieres an, unter der Voraussetzung, daß bei der Lokomotion die Füße schräg nach hinten stehend vom Boden abgestoßen wurden, und daß durch dieses Abstoßen die im Abdruck als Rippen er- scheinenden Eindrücke hervorgebracht wurden. Die bei den einzelnen Exemplaren verschieden große Neigung der Rippen segen die Medianlinie ist darauf zurückzuführen, daß das Tier bald langsam, bald schneller vorwärts kroch. Auf den Hainichener Cruzianen sind die viel umstrittenen „Narben“, die von den meisten Verteidigern der vegetabilischen Natur der Cruzianen als Anhängsel des Pflanzenstengels erklärt wurden, nur selten anzutreffen. Sehr schön zeigt Fig.1 auf Taf. XII eine solche Narbe. Nach NATtHorst ist die Entstehung dieser Ge- bilde darauf zurückzuführen, daß das Tier über ein einzelnes größeres Sandkörnchen gekrochen ist und dieses dabei in den Boden eingedrückt oder auch ein wenig mit fortgeschleift hat. Dadurch entstand eine kleine Furche, deren Abdruck dann die „Narbe“ lieferte. Die meisten der vorliegenden Cruzianen stellen nur relativ kurze Bruchteile einer längeren Kriechspur dar. In dem auf Taf. XI Fig.2 wiedergegebenen Stücke dagegen handelt es sich um den Abdruck einer vollständigen, wenn auch ziemlich kurzen, Spur. In voller Übereinstimmung mit der Narnorstschen Theorie ist diese nicht an beiden Enden scharf abgeschnitten, sondern verläuft ohne genau markiertes Ende, indem die Spur flacher und undeutlicher wird. Wäre die vorliegende Cruziana jedoch das Bruchstück eines Pflanzenstengels, so wäre minde- stens an dem einen Ende entsprechend der Abbruchstelle des Stengels ein schärferes Abschneiden zu erwarten. Ein Längs- schnitt durch die auf Taf. XI Fig.2 dargestellte Cruziana entspricht 579 völlig der Abbildung S auf S. 18 in NArtHorsts Schrift „Nou- velles Observations ete.“, und das Entstehen der vorliegenden Spur ist nach der dort entwickelten Theorie dadurch zu er- klären, daß ein Tier aus dem Zustand des freien Schwimmens heraus sich zu Boden senkte, in diesem eine Spur verursachte und sich dann allmählich wieder zum Schwimmen erhob. Dem- gemäß ist der Anfang der Cruziana (im Bilde rechts) schärfer markiert als ihr Ende (im Bilde links). Was die Speziesbestimmung der Hainichener Cruzianen anlangt, so kann Verf. zunächst nicht der bisher beliebten weitgehenden Spezieseinteilung dieses Geschlechtes zustimmen, wie sie von SAPORTA, DELGADO u. a. herrührt. Denn nach dem oben Gesagten, lassen sich die meisten Verschiedenheiten in der Gestalt der Spuren durch allerlei Zufälligkeiten erklären, wie sie die Fortbewegungsgeschwindigkeit des Tieres, dessen Größe und Alter und anderes mehr mit sich bringen. Außerdem darf man auch die Natur des Bodens selbst nicht außer acht lassen, da dieser nicht überall völlig gleiche Be- schaffenheit besitzt und dadurch auf die Gestalt und Schärfe der Kriechspur außerordentlich großen Einfluß ausübt, wie es schon die Beobachtungen von HucHes!) und namentlich die Experimente NATHorsTs?) beweisen. Schließlich muß man auch noch in Betracht ziehen, daß Kriechspuren sehr leicht vielerlei Deformationen ausgesetzt sind, sowohl in dem noch nicht er- härteten Schlamm wie auch infolge des Gebirgsdruckes in dem verfestigten Gestein. Die Anhänger der Algennatur der Cruzianen konnten einen sroßen Teil der auf die angedeutete Weise erzeugten Ver- schiedenheiten bei den einzelnen Oruzianen eben nur durch Variationen der Pflanze selbst erklären und sahen sich infolge- dessen gezwungen, immer neue Spezies aufzustellen. Ist man aber von der mechanischen Entstehung der Cruzianen überzeugt, so muß man dieses Verfahren entschieden verwerfen, zumal da durch NatHorst und auch durch HuGHES nachgewiesen worden ist, daß sogar von einem und demselben Tier unter abweichen- den. Bedingungen verschieden gestaltete Spuren hervorgebracht werden können. Aus diesem Grunde gibt selbst DELGADOo?) zu: „Il est inadmissible de supposer, que les mömes animaux quelles que fussent les conditions ou ils se trouvaient, quelle ı) H. Hucnes: On some tracks of terrestrial and freshwater ani- mals (Quart. Journ. Geol. Soc. London, Bd. 40, 1884, S. 178 #.). 2) Narmorst: Vgl. die beiden auf S. 573 eitierten Abhandlungen. 3) J. F.N. Dercano: Etude sur les Bilobites ete., Lisbonne 1886, 23. 37* 980 que füt la profondeur de l’eau et la nature du fond plus ou moins sabloneux ou limoneux, etc., aient produit toujours des traces sem- blables.“ Hierzu bemerkt NArHorst!): „U’est parfaitement juste, mais comment notre confrere sait-il, si plusieurs des Cruziana donnees comme des especes differentes ne sont pas en realite des traces du meme animal, produites dans des conditions differentes? Pourrait-il dire, si par exemple Cruziana cf. Villa- novae ne provient pas de l’animal qui a produit Oruziana fureifera®“ Es ist also von diesem Standpunkte aus unmöglich, die alte, zu weit.gehende Spezieseinteilung der Cruzianen unver- ändert beizubehalten; so erklärte auch schon Dawson?) 1890 von den Uruzianen: „Ihey cannot be sharply divided into genera or Species, because of their variability in passing over different kinds of bothom, and of the changes which occur in consequence of the various modes of progression employed by the animals.“ Wie man Fossilien, die zwar von denselben Lebewesen herrühren, die aber wegen der verschiedenen Gesteinsart, in der sie aufbewahrt liegen, oder wegen der verschiedenen Größe, die sie unter verschiedenen Lebensbedingungen erlangt haben, in ihrer äußeren Gestalt etwas voneinander abweichen, nicht ohne weiteres mit verschiedenen Namen belegen darf, so ist es auch nicht angebracht, verschiedene, einander aber doch sehr ähnliche Kriechspuren mit verschiedenen Speziesbenennungen zu ver- sehen, wenn man sie, wie dies oben mit den Üruzianen ge- schehen ist, sehr wohl auf dasselbe Tier beziehen kann. Jedoch darf man bei dieser Zusammenfassung, nicht so weit gehen, wie es LEBESCOXTE vorschlug, nämlich alle Cruzianen nur einer einzigen Art zuzurechnen; denn durch dieses Verfahren würden die cambrischen Uruzianen derselben Spezies zugezählt wie die der anderen altpaläozoischen Formationen, während doch kaum einleuchtet, daß eine einzelne Tierspezies sich so lange unverändert erhalten haben soll3). Unter Zugrundelegung der alten Spezieseinteilung müßte man mehrere der Hainichener Uruzianen zu Cruziana Goldfußi stellen, andere jedoch zu Cruziana fureifera, wieder andere zu k en A. G. Narnorsr: Nouvelles Observations ete., Stockholm 1886, Som. 2) W. Dawson: On Burrows and Tracks of Invertebrate Animals in Palaeozoice Rocks usw. (Quart. Journ. Geol. Soc. London, 1890 Bd. 46, S. 597.) | °) A.G. Narnorsı: Herrn Lesesconte’s neueste Bemerkungen über Cruziana, Neues Jahrbuch f. Min. 1888, I.. S. 206. noch weiteren Arten. Der Narıorstsche Standpunktläßtesdagegen als möglich erscheinen, daß alledie verschiedenen Hainichener Cru- zianen von Vertretern einer und derselben Tierspezies her- vorgebrachtwerden konnten; man beachte hierzu NATHoRSTs eigene Worte!): „precisement la circonstance que plusieurs formes de Cru- ziana voisines les unes des autres se trouvent reunies, est parfaite- ment conciliable avec l’admission que ce sont des traces de la meme espece animale*“, und schließlich dürfte die Behauptung, daß in dem Silurmeer bei Hainichen nur eine einzige Cruziana- Spezies mit vielen Vertretern gelebt habe, bedeutend einfacher und dadurch auch wahrscheinlicher sein als die Annahme, daß es sich um Angehörige einer ganzen Reihe von verschie- denen Arten handele. Unter diesen Umständen erscheint es gerechtfertigt, sämt- liche Hainichener Cruzianen nur zu einer Spezies, und zwar zu Oruziana furcifera D’ORB. zu stellen. Diese Spezies dürfte deshalb am geeignetsten sein, weil einmal schon eine Anzahl der Hainichener Formen unbedingt dieser Art (auch im Sinne ihrer Abgrenzung bei SArORTA usw.) zuzurechnen ist, während die anderen Hainichener Formen sich vom Narhorstschen Stand- punkte aus unschwer durch die Verschiedenartigkeiten in der Bewegung des Tieres, durch die Beschaffenheit des Bodens usw. erklären lassen, wie dies oben versucht worden ist. Zugleich ist Cruziana furcifera eine der am häufigsten auftretenden und für das tiefere Untersilur der oben angeführten Länder höchst charakteristischen Formen. Von derselben Fundstelle in Hainichen stammen außer den Cruzianen noch einige andere Problematica, die sicherlich alle auch mechanischer Entstehung sind und z. T. als Kriechspuren, Schleppspuren, vielleicht auch als Fließspuren und ähnliches ge- deutet werden können. Unter ihnen fällt vor allem das durch Taf. XIII Fig.3 wiedergegebene Stück auf. Hier handelt es sich um ein Gebilde, das aus 3 einander völlig parallelen, im Quer- schnitte ungefähr dreieckigen Leisten besteht, von denen aber die mittlere an Höhe hinter den beiden seitlichen stark zurück- bleibt. Irgendwelche Verzierungen, Rippen oder dergleichen sind auf den Leisten nicht zu entdecken. Das eigenartige Gebilde dürfte daher jedenfalls als eine Schleppspur zu be- zeichnen sein. Zum Schluß sei darauf hingewiesen, daß mit den Hainichen- Ötterwischer Grauwacken in allen wesentlichen petrographi- schen und stratigraphischen Merkmalen die Gesteine der Deditz- 1) A. G. Narnorst: Nouvelles Observations etc., S. 57. höhe bei Grimma und auch die des CGollmberg-Gebietes bei Oschatz aufs vortrefflichste übereinstimmen. Da diese zudem alle in gleicher Streichrichtung liegen und offenbar einem und demselben Zuge angehören, so ist mit Sicherheit anzunehmen, daß sie alle auch das gleiche geologische Alter besitzen und also in das tiefere Untersilur gestellt werden müssen. Cruzianen selbst sind jedoch bisher nur bei Hainichen aufzufinden ge- wesen, wenngleich auch an anderen Stellen, z. B. in dem alten auflässigen Steinbruch in der „Wüsten Mark Groß-Neußelitz“ nordwestlich von Oschatz auf den Schichtflächen der Grau- wacken allerlei problematische Wülste, wie sie auch in Hai- nichen zusammen mit den Cruzianen vorkommen, vom Verf. beobachtet wurden. Die auf den Tafeln XI—XIIl teils in natürlicher Größe, teils etwas verkleinert abgebildeten Belegstücke wurden vom Verf. der Sammlung der Kgl. Sächs. Geol. Landesanstalt überwiesen. Manuskript eingegangen am 10. Juni 1910.) DU | 00 Se Zugänge der Bibliothek im Jahre 1910. Für die Bibliothek sind im Jahre 1910 ım Austausch und als Geschenke eingegangen: A. Zeitschriften.') In dieser Liste ist, wie bei den Zitaten der Aufsätze, die Folge, Reihe oder Serie durch eingeklammerte arabische Zahl, (2), der Band bis 30 durch römische Zahl, II, über 30 durch halbfette arabische Zahl, 53, das Heft durch nicht eingeklammerte arabische Zahl, 2, bezeichnet. Albany. University of the State of New York. Annual Report 62, 1908, 1—4. Bulletin 132—139. Baltimore. Maryland Geological Survey. VII, 1908; VIII, 2903 117, 1910. — Report of the Conservation Commission of Maryland 290802. Basel. Naturforschende Gesellschaft. Verhandlungen XX, 2 Br 31009: XXI, 1, 1910. Berkeley. University of Oalifornia Publications. Bulletin V, 22—29. — DBiennial Report of the President of the University. Mu 190608: Berlin. Königl. Preuß. Geol. Landesanstalt. Abhandlungen: Neue Folge, Heft 59: v. KOEnEn. Die Polyptychites-Arten des Unteren Valanginien. — 62: GUILLEMAIN. Beiträge zur Geologie von Kamerun. — 63: KOERT, TORNAU: Zur Geologie und Hydrologie von Daressalam und Tanga (Deutsch-Ostafrika). — jahrbuch XXVI, 1906, 4: XIX, Teill, H.3, Teil 2, BED RR Teil H.1n.2. Resisterband I—-XX. — Zeitschrift f. Berg-, Hütten- u. Salinen-Wesen im preußischen Staate 57, 1909, 4; Statistik 57, 1909, 2, 3; 58, 1910, Fe 4: Statistik 58, 1910, H, 1. !) Die Liste enthält sämtliche im Austausch eingehenden Zeit- schriften, auch diejenigen, von denen die Tauschexemplare im laufenden Jahre noch nicht eingegangen sind (mit O bezeichnet). 584 Berlin. Königl. Akademie der Wissenschaften. Mitteilungen aus den Sitzungsberichten der mathematisch -naturwissen- schaftlichen Klasse 1909, 40—53; 1910, 1—39. — Naturwissenschaftlicher Verein für Neuvorpommern und Rügen in Greifswald. Mitteilungen 41, 1909. Bern. Naturforschende Gesellschaft. Mitteilungen, Nr. 1665 bis 1700, 1908; Nr. 1701—1739, 1909. — Neue Denkschriften. 44, 1909. — Schweizerische Naturforschende Gesellschaft für die ge- samten Naturwissenschaften. Verhandlungen 91, 92. Bonn. Naturhistorischer Verein der preußischen Rheinlande und Westfalens. Verhandlungen 66, 1910, 1. — Niederrheinische Gesellschaft für Natur- und Heilkunde. Sitzungsberichte 1909, 1. | Bordeaux. Societe Linneenne de Bordeaux. Actes 63, 1909. Boston. Society of natural history. Proceedings 34, 5—8, 1909. — Occasional Papers VII, 11, 1909. Bremen. Naturwissenschaftlicher Verein. Abhandlungen XX, 1. Breslau. Schlesische Gesellschaft für vaterländische Kultur: Jahresbericht 87, 1909. Brünn. Naturforschender Verein. Verhandlungen 47, 1908. Brüssel. Societe Belge de geologie, de paleontologie et d’hydro- logie. Proces-Verbal XXIII, 7—-10; XXIV, 1—7. —., Bulletins XXIH, 3 u. 22 xXIV, 1022: — Academie royale des sciences. Bulletin 1908, 6—12; 1909, 93125 1910, 128. Annnairer702. 910} — Societe royale malacologique de Belgique. Annales 44, 1909. Bucaresti. Institutului Geologie al Romaniei. Anuarul Il, 3, 190803: 1722. 1909: Budapest. Földtany Közlöny 39, 1909, 6—12; 40, 1910, 1—6. — Kgl. Ungarische Geologische Anstalt. Mitt. a. d. Jahrb. 0. Jahresberichte f. 1907. | Buenos Aires. Museo nacional. Anales XII, 1909; XI, 1910. — Minist. de Agricultura-Republica Argentina. Anales IV, NE -—- DBoletin de la Academia nacional de ciencias en Cordoba 0. Bulawayo. Rhodesia scientific Association. Proceedings VIII, 13.1908 Caen. Societe Linneenne de Normandie. Memoires XXIII, 2, 1909. Bulletin 0. Caleutta. Geological survey of India. Memoirs 37, 4, 1909. — Memoirs. Palaeontologia Indica XV, 2. — Records 37, 1908, 2—4; 38, 1909, 3, 4: 39, II1V. SER EN Chicago. Field Museum of Natural History. Report ser. III, A TI ?, | — John Crerar Library. Annual Report XV, 1909. Christiania. Videnskabs Selskab. Förhandlinger 1909. — Skrifter 1909. Chur. 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Monatsber. 1, 2, 5, 4, 5/6, 7 und 12). C. Karten und Kartentexte. Europa. Deutsches Reich. Preußen. Geologische Spezialkarte von Preußen und be- nachbarten Bundesstaaten, 1:25000. Hä&rausgegeben von der Kgl. Preuß. Geologischen Landesanstalt. Lfg. 52. Blätter Landsberg b. Halle, Halle (Süd) a.d.S., Dieskau, Merseburg (West), Merseburg (Ost) mit Erläuterungen. - 143. Blätter Dortmund, Kamen, Witten, Hörde. Mit Flözkarten mil Erläuterungen. - 105. Blätter Goßlershausen, Briesen, Bahrendorf, Schönsee mit Schewen, Gollub m. Erl. - 158. Blätter Quellendorf, Raguhn, Gräfenhainichen m. Erl. Bayern. Geognostische Karte des Königreichs Bayern. 1 Bl. Kusel m. Er]. Österreich-Ungarn. Geolog. Karte der im Reichsrate vertretenen Königreiche und Länder der Österreichisch -Ungarischen Monarchie. 1:75000. Blatt Deutschbrod, Zone 7, Col. XIII, Nr. 51. - Borgo-Fierea di Primiees, Zone 21, Col. V, Nr. 89. - Bischoflack, Zone 21, Col. X, Nr. 91. - OCarlopago-Jablanac, Zone 27, Col. XII, Nr. 115a. - Selve, Zone 28, Col. XI, Nr. 114. - Medak-Sv. Rek., Zone 28, Col. XIII, Nr. 116. ne 593 Ungarn. Kgl. Ungarische Geologische Reichsanstalt zu Budapest. Karte der Umgebung von Gyertyanliget (Kabola-Polana), Zone 13, Col.XXXI. 1:75000 m.Erl. Schweiz. Geolog. Karte der Schweiz. F. MÜHLBERG: Geologische Karte der Umgebung von Hallwilersee und des oberen Sur- und Winntales. 1:25000 m. Erl. A. BUXTORF: Geologische Karte des Bürgenstocks. 1:25000 m. Erl. Niederlande. Kart van het Limburgsche Myndistricet, 1:25000, m. 2 Anl., von Ing. vAn BOSSE. Heerlen 1909. Italien. Carta geologica d’ Italia Toscana, 1:500000, vol. XIII, di ' BERNARDINO LOoTTi. Amerika. Vereinigte Staaten von Nord-Amerika. U. St. Geological Survey, Departement of the Interior. Topographic Atlas Sheets, 1:24000, 1:36000, 1:48000, 1:62500, 1:125000, 1:250000, 1:625000, 1909, SO Blatt. Geological Survey of Ohio. Geological Map of Ohio, 1 Bl., J. A. Bownocker, 1909. Columbus, Ohio. Wisconsin. 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Beirat Die Herren Jaekel-Greifswald, Koken - Tübingen, von Koenen-Göttingen, ©. Schmidt-Basel, Tietze-Wien, A. Wichmann-Utrecht. Verzeichnis der Mitglieder. Die beigedruckten Zahlen geben das Jahr der Aufnahme an. Aachen, Geologische Sammlung der Kgl. Technischen Hochschule, L9OR. Abendanon, E. Ö©., Bergingenieur, 1907. ’s Gravenhage (Holland), Jan von Nassau-Straat 43. Adams, Frank D., Dr., Professor, 1890. Montreal, Canada, MeGill University, Petrographical Laboratory. Ahlburg, Joh., Dr., Kgl. Geologe, 1904. Berlin N4, Inva- lidenstr. 44. * bedeutet Teilnahme an der Außerordentl. Hauptversammlung in Berlin 1910. 382 % * 596 Albert, Robert, Dr., Professor an der Forstakademie, 1902. Eberswalde. Albrecht, Emil, Dipl.-Ingenieur und Generaldirektor, 1900. Hannover. Allorge, M. Marcel, 1908. Oxford (England), University Museum. Altona (Elbe), Altonaer Museum, 1910. Altpeter, Otto, cand. geol., 1909. Marburg in Hessen, Roserstr. 25. von Ammon, Ludwig, Dr., Professor, Oberbergrat, 1873. München, Ludwigstr. 16. Andree, Karl, Dr., Privatdozent, 1902. Marburg (Hessen), Ritterstr. 16 III (Forsthof). Arlt, Geh. Bergrat, 1866. Berlin W, Kleiststr. 22. Arndt, Heinrich, stud. geol., 1909. München, Himmelreich- straße 3. von Arthaber, @., Dr., Professor, 1892. Wien IX, Ferstel- gasse 8. Aßmann, Paul, Dr., Kgl. Geologe, 1907. Berlin N 4, Inva- lidenstr. 44. Aulich, Dr., Oberlehrer an der Kgl. Maschinenbau- und Hüttenschule, 1907. Duisburg, Prinz-Albrecht-Str. 33. Balthazar, Jean, 1907. Bonn, Koblenzer Str. 99. Baltzer, Armin, Dr., Professor, 1875. Bern, Rabbental 51. Bamberg, Paul, Fabrikbesitzer, 1902. Friedenau b. Berlin, Kaiserallee 87/88. Barrois, Charles, Dr., Professor, 1577. Lille, rue Pascal 41. Barsch, Dr.,,Kgl. Geologe, 1908. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. ” Bärtlins, R. Dr. Kol Geologe, Pavadornı 1903. Berlin N4, I alidenen 44. beeohim, Otto, Kustos am Geographischen Institut der Unserer 1901. Berlin W 15, Pariser Str. 14A. Basedow, Herb., Dr., Staatsgeologe von Südaustralien, 1908. Kent-Town, Adelaide, Süd-Australien. Baumann, L., Dipl.-Bergingenieur, 1908. Gibeon, Deutsch- Südwestafrika. Baumgärtel, Bruno, Dr., Privatdozent an der Kgl. Berg- akademie, 1910. Olaahal (Harz). Baumhauer, H., Dr., Professor, 1879. Freibure (Schweiz). von baur, ©. Dr., rasiden, a. D. des Kgl. Bergrats, 1868. De rlocl b. Stuttgart, Waldstr. 7. Beck, Carl, Dr., 1898. Stuttgart, Wagenburgstr. 10. : Beck, Kichart, Ds Professor, Oberbergrat, 1884. Frei- berg i. S., Meißner Ring 10. in Becker, Ernst, Dr., Geologe, 1903. Heidelberg, Gais- bergstr. 62. Becker, H., Chemiker, 1884. Diez (Lahn). Behlen, H., Kgl. Forstmeister, 1908. Haiger, Reg.-Bezirk Wiesbaden. “ Behr, Johannes, Dr., Kgl. Geologe, 1901. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Belowsky, Max, Dr., Professor, Privatdozent, Kustos am Min.-Petrogr. Institut, 1896. Berlin N 4, Invalidenstr. 43. Benecke, E. W., Dr., Professor, 1866. Straßburg i. Els., Goethestr. 43. Berendt, G., Dr., Professor, Geh. Bergrat, Landesgeologe a. D., 1561. Friedenau, Kaiserallee 120. * Berg, Georg, Dr., Kgl. Geologe, 19053. Berlin N 4, Inva- lidenstr. 44. ; Bergeat, Alfred, Dr., Professor, 1893. Königsberg, Uni- versität. Bergmann, W., Bergwerksdirektor, 1904. Ilseder Hütte b. Peine. Bergt, Walter, Dr., Professor, Direktor des Museums für Vulkanologie und Länderkunde (Stübelstiftung) im Grassi- Museum, Privatdozent für Mineralogie und Petrographie an der Universität, 1894. Leipzig-Eutritzsch, Gräfestr. 34. Berlin, Bibliothek der Kgl. Technischen Hochschule, 1909. Char- lottenburg. Berlin, Geologisch- Paläontologisches Institut und Museum der Uni- versitat, 1911. Berlin N 4, Invalidenstr. 43. Beyschlag, Franz, Dr., Professor, Geh. Bergrat, Direktor der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt, 1383. Berlin N4, Invalidenstr. 44. ® Biereye, Professor, 1907. Groß - Lichterfelde, Haupt- Kadettenanstalt, Lehrerhaus. von Bismarck, 1898. Vierhof bei Groß-Sabow. Blaas, Jos., Dr., Professor, 1884. Innsbruck, Gutenberg- straße 3. = Blanckenhorn, Max, Dr., Professor, Mitarbeiter der Geol. Survey of Egypt und der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt, 1881. Halensee bei Berlin, Joachim-Friedrich-Straße 57. Bochum i. W., Westfälische Berggewerkschaftskasse, 1905. Bode, Arnold, Dr., Professor a. d. Kgl. Bergakademie, 1902. Clausthal (Harz). “ Boden, Karl, Dr., Geologe, Assistent am Geolog.-paläontol. Institut der Universität, 1907. München, Geolog. Institut der Universität, Neuhauser Str. 51. ar cha 598 Boehm, Georg, Dr., Professor, 1876. Freiburg ı. Br., Schwaighofstr. 14. ” Böhm, Joh., Dr., Professor, Kustos an der Kgl. Geol. Landes- anstalt, 1851. Berlin N4, Invalidenstr. 44. Bonn, Geologisch- Palaontologisches Institut und Museum der Uni- versität, 1907. Bonn, Nußallee. Born, Axel, cand. geol., 1911. Göttingen, Geolog. Institut der Universität. von dem Borne, Dr., Privatdozent, 13588. Breslau XVIII- Krietern. Bornemann, L. Georg, Dr., 1872. Eisenach, Walz chaussee 9. " Bornhardt, Geh. Bergrat, Direktor der Kgl. Bee 1594. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Borth, Post Büderich, ec Mörs, Deutsche Solvayıenlz, Aktien- ala, Abtehınd Borth, 1910. Botzons, @arl, Dr. 1907: 1ateiele hen, Rosenbergweg 9. Branca, Wilhelm Dr., Professor, Geh. Bergrat, 1876. Berlin N 4, Invalidenstr. 45. | Brandes, H., Rentner, 1889. Hoheneggelsen N. 231 (Prov. Hannover). “ Brauns, Reinhard, Dr., Professor, Geh. Bergrat, 1885. Bonn, Endenicher Allee 32. Bravo, Jose J., Professor, Direktor del Cuerpo de Ingenieros de Minas, 1908. Lima (Peru), Apartado No. 889. Breslau, Geologisches Institut der Universität, 1910. Broili, Ferdinand, Dr., a. o. Professor, Konservator an der Paläontolog. Staatssammlung, 1899. München, Alte Akademie, Neuhauser Straße 51. Brouwer, H.A., Dr., Staatsgeologe, 1909. Batavia (Niederl.- Indien), Mijnwezen. ® Bruhns, W., Dr., Professor, 1888. Clausthal (Harz), Kgl. Bergakademie. Brünn, Lehrkanzel für Geologie und Mineralogie a. d. k. k. Deutschen Technischen Hochschule, 1909. von Bubnoff, Serge, cand. geol., 1909. Freiburg i. B., Maximilıanstr. 5. Bucher, Walter, cand. geol., 1910. Heidelberg, Geol. Institut der Universität. | Bücking, Hugo, Dr., Professor, Direktor der Geol. Landes- anstalt, 1873. Straßburg i. Els., Lessingstr. 7. * Burre, O., Dr., Assistent am Geologischen Institut der Technischen Hochschule, Charlottenburg. Busz, K., Dr., Professor, 1904. Münster 1. W., Heerdestr. 16. % + 599 Buxtorf, August, Dr., Privatdozent, 1907. Basel, Münster- platz 6. wan-Galker, FE. J. P., Dr., Professor,, 1887. Groningen (Niederlande). Canaval, Richard, Dr., k. k. Berghauptmann und Hofrat, 1590. Klagenfurt, Ruprechtstr. S. Oapellini, Giovanni, Professor, Senator, 1884. Bologna. Carthaus, Emil, Dr., 1910. Halensee, Joachim-Friedrich- straße 11. Chewings, Charles, Dr., 1396. Hawthorn, William-Street, South Australia. Clark, William Bullock, Dr., Professor, State Geologist für Maryland, 1885. Baltimore, John Hopkins University. Clarke, John Mason, Dr., Professor, State Geologist and Paleontologist, Director New York State Museum, 1836. Albany (New York), State Hall. Clausthal, Kgl. Oberbergamt, 1869. Cloos, Hans, Dr., 1909. Freiburg i. Br., Geol. Institut der Universität. Cöthen, Städtisches Friedrichs- Polytechnikum, 1908. Cramer, Rudolf, Dr., Kgl. Geologe, 1906. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. . Crecelius, Th., Lehrer, 1909. Lonsheim bei Alzey (Rhein- hessen). Credner, Hermann, Dr., Professor, Geheimer Rat, Direktor der Kgl. Sächs. Geologischen Landesanstalt, 1865. Leipzig, Karl- Tauchnitz -Str. 11. CGronacher, R., Dr., Dipl.-Ingenieur und Assistent an der Kgl. Bergakademie, 1908. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Crook, Alja Robinson, Dr., Curator, State Museum of Na- maral History, 1897.. Springfield, N1., U. St. A. Dahms, Albert, Bergassessor, 1909. Keetmannshop, Deutsch- Südwestafrika. Dammer, Bruno, Dr., Kgl. Bezirksgeologe, 1902. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Dannenberg, Artur, Dr., Professor, 1894. Aachen, Techn. Hochschule. Dantz, C., Dr., Bergwerksdirektor a. D., 1892. Berlin NW 23, Händelstr. 1. Mans, W., Dr., Professor, 1901. Reochlitz 1. S. Darton, N.H., Geologist of the U. S. Bureau of Mines, 1904. Washington, D.C. | Dathe, Ernst, Dr., Geh. Bergrat, Kgl. Landesgeologe, 1874. Berlin W 35, Steglitzer Str. 7. 600 Deecke, Wilhelm, Dr., Professor, Direktor der Großherzogl. Badischen Geol. Landesanstalt in Karlsruhe, 1885. Frei- burg i. Br., Erwinstr. 37. Delhaes, W., Dr., 1907. Bonn, Beringstr. 23. Delkeskamp, R., Dr., 1905. Frankfurt a. M., König- straße 63. Denckmann, August, Dr., Professor, Kgl. Landesgeologe, Dozent an der Bergakademie, 1884. Berlin N 4, Inva- lidenstr. 44. Deninger, Karl, Dr., 1902. Freiburg ı. Br., Geol. Institut. De Stefani, Carlo, Dr., Professor, Direktor der geologisch- paläontologischen Sammlungen, 1898. Florenz. Dienst, Paul, Bergreferendar, Assistent an der Kgl. Geol. Landesanstalt, 1904. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. * Diersche, M., Professor, Dr., 1909. Hamburg, Heimhuder- straße 84. Dieseldorff, Arthur, Dr., 1898. Hamburg 5, Gurlitt- straße 24. | Dietz, Eugen, Bergassessor, Dr., 1905. Halle a. S., Göben- straße 251. Dietz, C©., Bergwerksdirektor, 1908. Kaliwerk Einigkeit bei Fallersleben. . Dinu, Joan, cand. geol., 1910. Heidelberg, Geol. Institut %* der Universität. de Dorlodot, Henry, Abbe, Professor an der Universite catholique, 1902. Löwen in Belgien, rue de Beriot 44. Drevermann, Fritz, Dr., Kustos am Senckenbergischen Museum, 1899. Frankfurt a. M., Pfingstweidstr. 6. Dreyer, Karl, Dr., 1905. Oranienburg, Markgrafenstr. 27. Du Bois, Georg C., Dr., Direktor der Deutschen Gold- u. Silberscheideanstalt, 13899. Frankfurt a. M., Weißfrauen- straße 7. Dyhrenfurth, Günther, Dr., 1908. Breslau I, Schuh- brücke 38/39. ; Dziuk, A., Dipl.-Bergingenieur, 1397. Berlin W 30, Speyerer Straße 8. i Ebeling, Bergrat, 1894. Hannover, Tiergartenstr. 42. Ebeling, Max, Dr., Professor, 1897. Berlin NW, Tho- masiusstr. 19. Eberdt, Oskar, Dr., Kustos an der Kgl. Geologischen Landes- anstalt, 1891. Berlin N4, Invalidenstraße 44. von Eck, Dr., Professor, 1861. Stuttgart, Weißenburg- straße AB II. Eck, Otto, Dr., 1908. Berlin NW 21, Bundesratsufer 9. Ds a Eller, Albert, Dr., Dipl.-Ingenieur, Direktor der West- preußischen Bohrgesellschaft, 1908. Danzig. von Elterlein, Adolf, Dr., Unterstaatssekretär a. D., 1898. Walsrode (Hannover), Kirchstr. 6. Emerson, Benjamin, Professor der Geologie an den Am- herst und Smith Colleges, 1868. Amherst (Massach.). Endriß, Karl, Dr., Professor an der Kgl. Technischen Hoch- schule, 1887. Stuttgart, Neue Weinsteige 75. Erdmannsdörffer, OÖ. H., Dr., Kgl. Geologe, Privatdozent a. d. Universität, 1900. Berlin N4, Invalidenstr. 44. “ Ermisch, Karl, Bergwerksdirektor bei Friedrichshall und * Sarstedt A.-G., 1908. Kaliwerk Friedrichshall bei Sehnde (Hannover). Ernst, G., Königl. Bergrat, 1909. Beuthen, O.-Schl., Virchowstr. 12. Esch, Ernst, Dr., 18953. Darmstadt, Roquetteweg 37. Ewald, Rud., Dr., 1910. Heidelberg, Gaisbergstr. 60. Felix, Johannes, Dr., Professor, 1882. Leipzig, Gellertstr. 3. Fels, Gustav, Dr., 1902. Schloß Rodelheim, Frankfurt a. M. Felsch, Joh., Assistent am Geol.-paläontologischen Institut der Universität, 1908. Bonn, Kaiserstr 87. Fenten, Joseph, Dr., Staatsgeologe, 1906. Buenos Aires, Calle Maipü 1241. Finckh, Ludwig, Dr., Kgl. Bezirksgeologe, Privatdozent, 1900. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Fischer, H., Geh. Bergrat, 1906. Dresden. Fischer, Hermann, Dr., 1910. Würzburg, Sieboldstr. 13 II. Fischer, Dr., Stabsarzt a. D., 1909. Veste Koburg. Flach, Ch., Bergingenieur, 1902. Charlottenburg, Goethe- straße 7 III. Fleischer, Alexander, 1903. Breslau, Kaiser -Wilhelm- Straße 56. “ Fliegel, Gotthard, Dr., Kgl. Geologe, 1898. Berlin-Wil- mersdorf, Gieselerstr. 22. Follmann, Otto, Dr., Professor, Oberlehrer, 1891. Koblenz, Fischelstr. 38. Fraas, Eberhard, Dr., Professor, 1390. Stuttgart, Stitzen- bursgstr. 2. Frank, Julius, Bergwerks- und Hüttenbesitzer, 1909. Adolfs- hütte bei Dillenburg. Franke, A., Töchterschullehrer, 1910. Dortmund, Jung- gesellenstr. 18. * Franke, G., Professor, Geh. Bergrat, 1894. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 602 Franke, Dr., Professor, 1895. Schleusingen. Frech, Fritz, Dr., Professor an der Universität und der Tech- nischen Hochschule, 1881. Breslau, Schuhbrücke 38/39, Geologisches Institut. Privatwohnung: Neudorfstr. 41. Fremdling, C., Kgl. Oberbergamtsmarkscheider, 1910. Dort- mund, Knappenberger Str. 108. Fremery, Hermann, 1908. Aachen, Mozartstr, 12. Frentzel, Alexander, Dr.-Sng., Dipl.- Ingenieur, 1906. Tiflis, Sergiewskaia 1. Freudenberg, Wilh., Dr., 1907. (Weinheim, Baden.) % k * Tübingen, Mineralog. Institut. Freystedt, Landesbauinspektor, Regierungsbaumeister a. D., 1908. Posen O1, Königsplatz 6 III. Fricke, K., Dr., Professor, 1875. Bremen, Mathildenstr. 25. " Friederichsen, Max, Dr., Professor, 1903. “Greifswald, Moltkestr. 4. Baron von Friesen, Kammerherr, Exzellenz, 1883. Karls- ruhe (Baden). Fritsch (=Frit), Anton, Dr. med. et ih. Direktor der geol.-paläontologischen Sammlungen des Museums des Königreichs Böhmen, 1868. Prag, Jäma (Grube) 7. Fuchs, Alex., Dr., Kgl. Geologe, 1902. Berlin N 4, Inva- lidenstr. 44. Fulda, Ernst, Bergreferendar, 1911. Sangerhausen, Kurze- feld 1. Fuchs, Hubert, Bergrat, 1910. Dresden-Radebeul, Kaiser- Friedrich-Allee 19. Gäbert, Carl, Dr., Geologe, Montangeologisches Bureau, 1907. Leipzig, Inselstr. 2. “ Gagel, Curt, Dr., Professor, Kgl. Landesgeologe, Dozent an der Bergakademie, 1890. Berlin N 4, Invaliden- straße 44. Gante, Öberbergrat, Vorsteher der Herzogl. Anhalt. Salz- werkdirektion, 1902. Leopoldshall bei Staßfurt. Gärtner, Dr., Direktor der Wenzeslausgrube, 1904. Lud- wigsdorf, Kreis Neurode. Geinitz, Eugen, Dr., Professor, 1877. Rostock. (seisenheimer, Dr., Bergassessor, 1904. Kattowitz. Gerth, Heinrich, Dr., Staatsgeologe, 1907. Buenos Aires (Argentinien), Maipü 1241. Gill, Adam Capen, Dr. 1891. Ithaca (New York), Cornell einer. Gillman, Fritz, Bergingenieur. Sevilla (Spanien), Alameda de Herenle, Ar > 603 Glöckner, Friedr.. Dr., Assistent an der Lagerstätten- abteilung der Bergakademie, 1909. Berlin N4, Inva- lidenstr. 44. von Goldbeck, Wirkl. Geh. Oberregierungsrat a. D., 1875. Hannover, Schiffgraben 43. Gorjanovi@c-Kramberger, Karl, Dr., Hofrat, Professor und Präsident der geologischen Kommission der König- reiche Kroatien-Slavonien, Direktor des Geologischen Nationalmuseums, 1898. Agram (Zagreb). Kroatien. Goslar, Naturwissenschaftlicher Verein, 1904. Gosselet, Jules, Professor, 1862. Lille, rue d’Antin 18. Gothan, Walter, Dr., Privatdozent, Assistent a. d. Paläo- botanischen Abteilung der Geolog. Landesanstalt 1907. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Göttingen, Geologisches Institut der Universität, 1905. Grabau, H., Dr., Professor, Oberlehrer a. D., 1879. Leutzsch b. Leipzig, Rathausstr. 1. Grabner, P. X., Bergrat, Generaldirektor: a: D., 18839. Schlachtensee b. Berlin, Adalbertstr. 25A I. Gravelius, Dr., Professor an der Technischen Hochschule, 1905. Dresden A., Reißigerstraße 15. Greif, Otto, Bergingenieur, 1907. Göttingen, Geologisches Institut der Universität. Gröber, Paul, Dr., 1907. Straßburg i. E., Blessigstr. 1 II, Geologisches Institut der Universität. Gröbler, Bergrat, 1894. Salzdetfurth. Grosch, Paul, Dr., I. Assistent am Geol. Institut der Uni- versität, 1907. Freiburg ı. Br., Ludwigstr. 47. EHosser BE. Dr., 1892. - Genienau, -Mehlem a. Rh. von Groth, Paul, Dr., Professor, Geheimer Rat, 1366. München VI, Brieffach. embenamann,. Ulr., Dr., Prof, 1907. Zürich, . Bidgen. Polytechnikum. Grupe, Oskar, Dr., Kgl. Geologe, 1899. Berlin N4, Inva- lidenstr. 44. Guillemain, Constantin, Dr., 1899. Elisabethville, Bel- gische Kongo-Kolonie. Gumprecht, Dr., Professor, Studienrat, 1909. Dresden-N., Pulsnitzerstr. 1 II. * Gürich, Georg, Dr., Professor, Direkter des Mineralogischen Instituts, Mitarbeiter der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt, 1891. Hamburg, Lübecker Tor 22. = Haack, W., Dr., Kgl. Geologe, 1908. Berlin N 4, Invaliden- straße 4A. ae. * Haarmann, Erich, Dr., Kgl. Geologe, 1904. Berlin NA4, % *$ Invalidenstr. 44. Haardt, W., stud. geol., 1909. München-Gladbach, Krefelder Straße, Ecke Friedrichstraße. Haas, Hippolyt, Dr., o. Honorarprofessor an der Universität, Geh. Regierungsrat, 1380. Kiel, Moltkestr. 28. Haas, Karl, Dr., 1905. Basel (Schweiz), Wellsteinplatz 3. Hahn, Alexander, 1886. Idar a. d. Nahe. Hahn, Felix, Dr., 1907. München, Augustenstr. 741. Hähnel, Otto, Dr. phil., Assistent am I. Chemischen Institut der Universität, 1909. Berlin SW 61, Johanniterstr. 15. Halbfaß, Wilhelm, Dr., Professor, 1898. Jena. Halle a. S., Kgl. Oberbergamt, 1910. Halle a. S., Landwirtschaftliches Institut der Kgl. Universität Halle- Wittenberg, 1910. Halle a. S., Ludwig-Wucherer-Str. 2. Hambloch, Anton, Grubendirektor, 1906. Andernach a. Rh. Hamm, Hermann, Dr. phil. et med., 1899. Osnabrück, Lortzingstr. 4. Haniel, C. A., 1908. Düsseldorf, Goltsteinstr. 57. Harder, Poul, Dr.. 1910. Kopenhagen, Östervoldgade 7. Harbort, Erich, Dr., Privatdozent, Kgl. Geologe, 1905. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Harker, A., M. A., 1887. Cambridge (England), St. John’s College. Haßlacher, H., Bergreferendar, 1907. Bonn, Weber- straße 1SB. “ Haupt, O., Dr., Kustos an der geol.-mineralogischen Ab- teilung des Großherzogl. Landesmuseums, 1907. Darm- stadt, Wendelstadtstr. 131. Hauser, :Dr., Privatdozent, 1910. Berlin NW, Bunsenstr. 1, Technologisches Institut der Universität. Hauthal, Rudolf, Dr., Professor, 1891. Hildesheim, Römer- Museum. Hecker, O©., Dr., Geologe, 1900. Berlin W 30, Freisinger Straße 18. Heckmann, K., Professor, Dr., Oberlehrer am Königl. Real- gymnasium, 1906. Elberfeld, Hamburgerstr. 40. Heidenhain, F., Dr., Professor, Oberlehrer, 1366. Stettin, Preußische Str. 1 III. Heim, Albert, Dr., Professor, 1870. Hottingen-Zürich. Heim, Fritz, cand. geol., 1910. Heidelberg, Haupt- straße 200. Helgers, Eduard, Dr., 1905. Frankfurt a. M., Mendelssohn- straße. 69. * * Freifräulein v. Helldorf, Adda, 1911. Dresden. Henke, Wilh., Dr., Kgl. Geologe, 1908. Berlin N4, Invalidenstr. 44. Henkel, Ludwig, Dr., Professor, Oberlehrer, 1901. Schul- pforta bei Naumburg a. S. Hennig, Edwin, Dr., Assistent am Geolog. Institut der Universität, 1908. Berlin N 4, Invalidenstr. 43. Henniges, L., Dr., 1911. Berlin. Henrich, Ludwig, 1901. Frankfurt a.M., Zeil 481. Herbing, Dr., Bergreferendar, 1904. Halle a.S., Karlstr. 231. Hermann, Paul, Dr., Geologe, 1904. Mannheim, Rheinau- straße 19. Hermann, Rudolf, Dr., 1904. Berlin SW 11, Tempelhofer Ufer 32 III. Herrmann, Fritz, Dr., Assistent am Geol. Institut der Universität, 1907. Marburg (Lahn), Ketzerbach 12. Herzberg, Franz, Dipl.-Ingenieur, Dr.-Sng., 1909. Frank- furt a. M., Rüsterstr. 11. Heß von Wichdorff, Hans, Dr., Kgl. Geologe, 1904. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. van der Heyden a Hauzeur, Louis, Generaldirektor, 1903. Auby-lez-Douai (France, Nord), Compagnie Royale Asturienne Des Mines. Hibsch, Jos., Em.. Dr., Professor, 1883. Tetschen-Lieb- werd, Post Tetschen (Böhmen). Hildebrand, Otto, Dr., 1901. Jena, Sonnenbersgstr. 1a. Hildebrandt, Max, 1901. Berlin N 65, Triftstr. 61. Hintze, Arthur, Dr., prakt. Arzt, 1910. Konstantinopel- Pera, Deutsches Hospital. Hintze, Carl, Dr., Professor, Geh. Regierungsrat, 1870. Breslau, Moltkestr. 5. Hirschwald, Julius, Dr., Professor, Geh. Regierungsrat, 1893. Grunewald bei Berlin, Wangenheimstr. 29. Hlawatsch, Carl, Dr., Volontär am k. k. Naturhist. Hof- museum, miner.-petrogr. Abteilung, 1907. Wien VI/2, Mariahilfer Str. 93. Hoffmann, Bergassessor, 1910. Berlin N 4, Invaliden- straße 44. Hofmann, Adolf, Dr., Professor, k. k. Hofrat, 1886. Prag, Kgl. Weinberge. Höhne, Erich, Dr., Assistent an der Königl. Bergakademie, 1908. Berlin © 2, Große Präsidentenstr. 7. Holland, F., Oberförster, 1895. Heimerdingen, O.-A. Leonberg (Württemberg). 57 % 606 Holtheuer, Richard, Dr., Professor, 1891. Leisnig i. S. Holzapfel, Eduard, Dr., o. Professor an der Universität, 1878. Straßburg i. E., Schweighäuserstr. 28. Horn, Erich, Dr., Wissenschaftl. Hilfsarbeiter am Mineral.- (reol. Institut, 1907. Hamburg, Lübecker Tor 22. von Hoerner, Thomas, Dr., 1909. Genf, Rue des Rois 14 1. Hörnes, . Rudolf, Dr., Professor, 1874. _Graz,: Heinrich- straße 61/63. Hornstein, F. F., Dr., Professor, 1867. Cassel, Weigel- straße 2 11. Hornung, Ferd., Dr., 1889. Leipzig-Kleinzschocher, An- tonienstr 3. Hoyer, Professor, 1894. Hannover, Ifflandstr. 53. Hoyer, Carl G., Bergreferendar, 1906. Aachen, Bahnhof- platz 1.. Huffnagel, P., Districtsgeoloog, 1909. Enschede, Nieder- lande, Hotel de Klomp. \ Hug, Otto, Dr., 1897. Bern, Belpstr. 42. Hughes, Thomas Mc Kenny, Professor. Trinity College, Cambridge (England). Hugi, E., Dr., Professor, 1907. Bern (Schweiz), Geo- logisches Institut der Universität. Freiherr von Huene (v. Hoyningen-Huene), Friedrich, Pro- fessor, Dr., Privatdozent, 1899. Tübingen. Hummel, Karl, stud. rer. nat., 1911. Karlsruhe (Baden), Riefstahlstr. 10. Hussak, Eugen, Dr., Staatsgeologe, 1891. Säo Paulo (Brasilien). * Jaekel, Otto, Dr., Professor, 1884. Greifswald, Fisch- ‘% straße 18. Jahn, Jar. J., Dr., Professor, 1907. Brünn in Mähren, Böhmische Technische Hochschule. Janensch, Werner, Dr., Kustos am Geol.-Paläont. Institut d. Mus. f. Naturkunde, 1901. Berlin N4, Invalidenstr. 43. von Janson, A., Rittergutsbesitzer, 1886. Schloß Ger- dauen (Ost-Pr.). | Jentzsch, Alfred, Dr., Professor, Geh. Bergrat, Kgl. Landes- geologe, 1872. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Joksimowitsch, Z. J., Supplent, 1908. Pirot (Serbien). Jonker, H. G., Dr.. Professor d. Paläont. u. Geol. an der Techn. Hochschule in Delft, 1907. Haag (Holland), Amalia van Solms-Straat 25. Jung, Gust., Commerzienrat, Direktor, 1901. Neuhütte bei Straßebersbach, Nassau. 607 Just, Wilhelm, 1890. Zellerfeld (Harz). Kaiser, Erich, Dr., Professor, 1897. Gießen, Südanlage 11. Kalkowsky, Ernst, Dr., Professor, Geh. Hofrat, 1874. Dresden-A., George-Bähr-Str. 22. Kattowitz, Kattowitzer Aktien-Gesellschaft für Bergbau- und Eisen- hüttenbetrieb, 1909. Katzer, Friedrich, Dr., Bergrat, Vorstand der Bosnisch- herzegow. Geologischen Landesanstalt, 1900. Sarajevo. Kaufholz, Dr., Professor, Oberlehrer, 1895. Goslar, Vogel- sang 4. Kaunhowen, F., Dr., Kgl. Landesgeologe, 1897. Berlin NA, Invalidenstr. 44. Kayser, Emanuel, Dr., Professor, Geh. Regierungsrat, Di- rektor des Geologischen Instituts der Universität, 1867. Marburg in Hessen. Keidel, H., Dr., Staatsgeologe, Chef der Seccion Geologia (d. Division de Minas, Geologia € Hidrologia), 1909. Buenos Aires, Maipu 1241. ® Keilhack, Konrad, Dr., Professor, Geh. Bergrat, Kgl. Landesgeologe, 1880. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Kemmerling, G.L.L., Dipl.-Bergingenieur, 1910. Maastricht (Holland); z. Z. Freiburg i. B., Hildastr. 49. Keßler, Paul, Dr., 1907. Saarbrücken. Keyßer, Carl, Bergreferendar, 1909. Celle, Bohlenweg 21; vom 1.X.19i1 ab: Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Kirschstein, Egon Fr., Geologe und Forschungsreisender, 1902. Berlin NW 52, Paulstr. 1511. Kirste, Ernst, Lehrer am Karolinum, 1910. Altenburg, Ziegelstr. 38. Klaehn, Hans, Dr., 1910. Straßburg ı. E. Klauß, Oskar, Bergwerksdirektor, 1908. Hannover, Hohen- zollernstr. 25. “ Klautzsch, Adolf, Dr., Kgl. Bezirksgeologe, 1893. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Klebs, Richard, Dr., Professor, Kgl. Landesgeologe a. D., 1879. Königsberg i. Pr., Schönstr. 7. Klein, W.C., Distrietsgeoloog für Süd-Limburg, 1910. Heerien, Niederlande. Klemm, Gustav, Dr., Bergrat, Professor, Großherzogl. Hess. Landesgeologe, 1888. Darmstadt, Wittmannstr. 15. 'Klewitz, Otto, Bergreferendar, 1909. Klein- Lübars bei Groß-Lübars, Reg.-Bez. Magdeburg. Klien, Walter, Dr., I. Assistent am Geologischen Institut und der Bernsteinsammlung, 1910, Königsberg i. Pr. % * 608 Klinghardt, Franz, cand. geol., 1910. Frankfurt a. M., Finkenhofstr. 44. Klockmann, Friedrich, Dr., Prof., Geh. Regierungsrat, 1879. Aachen, Technische Hochschule. Knauer, Joseph, Dr., Geologe, 1907. Schlehdorf bei Kochel (Oberbayern). Knod, Reinhold, Dr., 1907. Trarbach a. d. Mosel. Koch, Max, Dr., Professor, Kgl. Landesgeologe a.D., 1884. Berlin W, Frankenstr. 7. Koehne, Werner, Dr., Kgl. Geologe, 1902. München, Lud- wigstr. 16. Koken, Ernst, Dr., Professor, 1882. Tübingen. Kolbeck, Friedrich, Dr., Professor a. d. Kgl. Bergakademie, Oberbergrat, 1901. Freiberg, Sachsen. Kolesch, Dr., Professor, Oberlehrer, 1898. Jena, Forst- weg 14. von Koenen, Adolf, Dr., Professor, Geh. Bergrat, 1863. Göttingen. | v. Komorowicz, M., 1911. Charlottenburg, Suarezstr. 32. Königsberg i. Pr., Königliche und Universitäts- Bibliothek, 1909. Korn, Joh., Dr., Kgl. Bezirksgeologe, 1896. 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Geologe, 1904. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. ® Schmierer, Th., Dr., Kgl. Geologe, 1902. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Schnarrenberger, Karl, Dr., Großherzogl. Badischer Landes- geologe, 1904. Freiburg ı. B., Bismarckstr. 7. ® Schneider, Otto, Dr., Kustos an der Kgl. Geol. Landes- anstalt, 1900. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Scholz, Dr., 1910. Berlin NW 52, Werftstr. 3 Il. ®Schöppe, W., Dr.-{ng., Dipl.-Bergingenieur, 1907. Berlin O 17, Markgrafendamm 26. Schottler, W., Dr., Bergrat, Landesgeolog, 1899. Darm- stadt, Martinsstr. 95. Schreiber, Geh. Bergrat, 1910. Schlachtensee bei Berlin, Waldemarstr. 43. Schroeder, Ernst, Dr. phil., Fabrikbesitzer, 1909. Ober- lahnstein a. Rh. * Schröder, Henry, Dr., Professor, Geh. Bergrat, Landes- geologe, 1882. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Schrödter, E., Dr.-Ing. h. e., 1906. Düsseldorf, Jacobi- straße 3/5. 617 Schubart, Hauptmann a.D., 1901. Marburg (Lahn), Obere Roserstr. 23b. ® Schucht, F., Dr., Kgl. Bezirksgeologe, 1901. 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Breslau XIII, Kaiser-Wilhelm- Straße 103. Wegner, -Th., Dr., Privatdozent, "1902. Münsterzesye Pferdegasse 3. Weigand, Br., Dr., Professor, 1879. Straßburg i. Elsaß, Schießrain 7. Weinschenk, Ernst, Dr., Professor, 1396. München, Flüggen- straße 11. Weise, E., Pröfessor, 1874. Plauen im Vogtlande. Weiser, Friedr. Moritz, cand. geol., 1910. Leipzig-Eutritzsch, Delitzscher Str. 711. Weiß, Arthur, Dr., Physiker am Technikum, 1895. Hild- burghausen, Schloßgasse 9 part. " Weissermel, Waldemar, Dr., Privatdozent, Kgl. Bezirks- geologe, 1891. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Welter, Otto, Dr., 1907. Bonn, Beringstr. 4. Wentzel, Jos., Dr., Realschul-Professor, 1889. Laibach. Wepfer, Emil, Dr. phil., 1908. Freiburg i. Br., Hebelstr. 40 (Geol. Institut der Universität). Wermbter, Hans, Dr., Professor, Oberlehrer, 1904. Hildes- heim, Friesenstr. 131. #® Werth, Emil, Dr., Kartograpk der Königl. Preuß. Landes- aufnahme, 1908. Wilmersdorf bei Berlin, Binger Str. 17. van Werveke, Leopold, Dr., Bergrat, Landesgeologe, 1879. Straßburg i. Els., Ruprechtsau, Adlergasse 11. Wetzel, Walter, Dr., Assistent am Mineralogischen Institut und Museum, 1910. Kiel. ® Wichmann, Artur, Dr., Professor, 1874. Utreeht (Nieder- lande), Universität. Wichmann, R., Dr., 1909. "Hamburg 23, Kaebard, straße SS. Widenmeyer, Oscar, Direktor, Dipl.-Ingenieur, 1906. Bukarest, p. Adr. Prima Societate Romana de Fora). ” Wiegers, Fritz, Dr., Kgl. Bezirksgeologe, 1896. Berlin N4, Invalidenstr. 44. 623 Wien, k. k. Universitäts- Bibliothek, 1881. Wigand, @., Dr., Lehrer an der höheren Bürgerschule, 18SS. Rostock, Alexandrinenstr. 450. Wilckens, Otto, Dr., Professor, 1901. Jena, Reichardt- stieg 4. = Wilckens, Rudolf, Dr., Assistent am Geol.-Paläontol. Institut der Universität, 1909. Greifswald. Mrkkmann, Karl, 'eand. zer nat... 21911. Freiburg”i. Br., Hildastr. 40. Windhausen, Anselm, Dr., Staatsgeologe, 1905. Buenos Aires, Argentinien, Maipüu 1241. Wittich, E., Dr. San Antonio-Platanzion, Rio Manzo, Staat Vera Cruz, Mexiko. Wojcik, Kasimir, Dr., Privatdozent und Assistent am Geol. Institut in Krakau, 1908. Krakau, St. Anna-Gasse 6. Woldrich, Dr., Professor, 1910. Prag (zurzeit Berlin C 54, . Linienstr. 87 ID). Wolf, Th., Dr., Professor, 1870. Dresden - Plauen, Hohe Straße 62. von Wolff, Ferdinand, Dr., Professor, 1895. Danzig- Langfuhr, Technische Hochschule, Mineral.-Geologisches Institut. = Wolff, E. M., Dr., 1908. Berlin NW, In den Zelten 11. = Wolff, Wilhelm, Dr., Kgl. Landesgeologe, 1393. Frohnen bei Berlin, Markgrafenstraße. Wülfing, Ernst Anton, Dr., Professor, 1837. Heidelberg, Röderweg 7. = Wunstorf, W., Dr., Kgl. Bezirksgeologe, 1898. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. Wurm, Adolf, Dr., Assistent am Geol. Institut der Uni- versität, 1910. Heidelberg. Würzburg, Mineralogisch-Geologisches Institut der Kgl. Universität, 1909. Wüst, Ewald, Dr., a. o. Professor, 1901. Kiel, Mineralog. 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Berlin NW 52, Melanch- thonstr. 14. Zirkel, Ferdinand, Dr., Professor a. D., Geheimer Rat, 1865 Bonn, Königstr. 2A. Zobel, Rektor, 1910. Groß-Lichterfelde W., Ringstr. 10a Zuber, Rudolf, Dr., Professor an der Universität, 1897, Lemberg (Galizien), Universität, Geologisches Institut. ’ 2 - N EEE AR ER nn ee TE DEE FEN KERN l “x R Zoitschr.d Deutsch Geol.Bos.1910 Schwan ma ray Geologische Sk ze des Tschamdagh 7 ei Adabasar BEE Sir EEE yersteinerungalsere Arlioss BEE Brvonischer Schiefer NEM Devonischer Haft EEE Yrstaneischer Hall EEE are Ersmtivgestein EEE Basischos Trmugestein EI] köss ser Jallaria - Ele Nr Fälle © Dorf iS b ü 7 ; in 1:200 000. U, Sao Tafel VI Geologische Karte desWeges von Samsun bisPoluschere bei Malatia EEE aus und nt 3 Sandstein m Macgel‘ I En Sn I en nern I Gins E97 Nekanlıye E=Ja Fr EEE 9... Fo] guasitsungen (Havinontals Shotter, Lande m. Tegel) MEIN Boat: Te u. Lhmmmmassen EEE] Schorter det jüngeren Grraoson 1. Ihurthegel EBEN G.ochiefeuse Diaha> 2] afknionn BEN Ship 4 Halhsteinlinen Jabzoeon zamurlich Obece Hucide ] Funsumäl von Verateinerungen. EN mich Cocan Maßstab 1:400000 Phatalırh, Berliner üthepraphüchm Ihre BerinWas Tea Be 1 Ne ; ee? P463 400m So 5.0. S Sen 2) Q Ö >) 400m. So 400m S.0. 2 = hy = === > N >, er — > 1 2% an rn es ü >" S „ ee > vs / Ef DEZE, 02 S x „ YET, 00005 \ SI; S 4 , IM X S x Ö „ u n AR 3s ’ 1, BER S Q x Taf. VII. t „ BAER S h ! EG n 2 ee TI SZ \ i Fr S : OD) N N h M S u-7 Br 3 SEN ; | zes Er S \ N r r MARS { x A N‘ \ Qu N Se f] | S \ RL Lv & R \ OS S 5 h 2 \ AN & | 2% > iS = Sf 1 "fl S SI Se 1% S ı ) | oO \ N S Sa N SI ; See S % Sen I x ; ! |! a < | ı S Se all — De SZ & | ; o Sa | ji S = N 1 --4- Senn S N Oo 5! " x \ S_\ s S a Ri Q : N N S 2 See: S \ Ss; N S S 5) \ Ss R & oO Sul.“ 2200 Dr U KLSS nc A JE r “ . f ’ { er 2 Ä h y ’ ’ Le ” L ’ A Zn 4 Ss R A Ei \ ; nr \ vs Zeitschr: d. Dantsch, Geol. Ges. 1910. Eur Tut zen Regen BES u Morrcepnorasın Porionsen sun Be Auf srmtöggen rer 3 5:0: OÖ SQ N “ _S S a (or) i © SEN (ep) SE Be = = 7 DG [A = 2 > [eb] ZIEZ, 7 7 + eo 3 37 S =) N, 2 EN / = N Ss Zu) , , aan © 7 7 B SN > Il fe 72 I DS {em} > rt oe R AR II Q . = ji 2 va Ba u nn a En a Dr Zi _— Sms 0 ER 2 / pe u / M 1 H / 57 fe) -_— \ NS Im ; ! RZ “D a "InSN ne 1 ! j / 4 I SI ! DZ ı n 1 / oO De Ss 8 ZEN | ü | De x 2 > = Se EN, ee ee, 5 = Sa en De SEN a = :S EREBSSN (1) ; | / n / ® N EIN fi \ car 1 Ü DEDSERSTN ı N \ \ I | n GERNNENER N Öı \ \ | 1 en! u NEREN EN 0 PFOR SIR ı\ a = D SETS NER RN [en] SEN SE SSE SE N INS ‚U Due HISS ch VDTR N WAND DS Ss \ EN a x | \ \% I SE \ S h \ Fr] N Ks \ \ \ S N ser En >“ SUSE Ze, N n STEN: xy N ES WER, SS \ ° g N \ NIEIS N \ vo NN < > N NN) x N So SEEN N DES SR Ss SS INER S.Q \ Ss SS SQ 2% D III VI KLKENINLINSRNT N EAN e ARME E L% GE P955 77 ; 7 54 — fr H. Gerun, outworfen November 1909. | 5 ä © > 3 je = ee Zeitschr. d. Deutsch. Gcol. Ges. 1910. eo. Be Taf. IX, Zeitschr. d. Deuts: on Mann Bess eeN n en B1aguog Ja4ajjjW N ; eat! Bel IE 08 J0J4 MS 19-1109 kei OEEIEIRETENN er EN a TR 8 _-- F \HARBIEEE en RR ARE OR a a BE ee a EN En "u9jyoadıond) uop ur om wormyrayds °00095:T ARISeN "HLACHH °F UOA U9JIOMYUrT SYINUDISUIHIO AM Adp SOPU9ISO SPP TEMOyIS UHp yoanp [yoadsZuef — 1 J40pu1aboy 'q J2n/YISsjaynd 2/ 1 /014 ea II, ON {ic f D n. D FE v . ei { = u ee Ranzaun Grossmon ‚Protss ‚Prot23 j Mieter. Balmberg, "XI JUL ee ERUR LH ar en Ra ie Me, RAT, ie En er. Sir Kl g A Erklärung der Tafel X. Exogyra. Stremmei n. sp. a) rechte Unterklappe in nat. Größe. b) linke Oberklappe in nat. Größe. Pecten subdecemeostatus n. SP. a) rechte Klappe in nat. Größe. b) linke Klappe als Steinkern in nat. Größe. Cardium subalutaceum n. sp. Steinkern in nat. Größe. Pecten submiscellus n. sp. rechte Schale in nat. Größe. (Abbildung des größten Exemplars.) Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges. 1910. Taf. XL. Fig. 2. Fig. 1 und 2. Cruziana furcifera D’ORB., Untersilur, Hainichen bei Leipzig. Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges. 1910. Taf. XII, Fig. 2. Fig. 1 und 2. Cruziana fureifera w’OrB., Untersilur, Hainichen bei Leipzig. Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges. 1910. Pat, XI, Fig. 2. Fig. 3. Fig. 1 und 2. Cruziana furcifera D’ORB., Untersilur, Hainichen bei Leipzig. Fig.3. Negativ einer Schleppspur, ebendaher. Monatsberichte der Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr. 1. 1910. Protokoll der Sitzung vom 5. Januar 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und erteilt dem Schriftführer zur Verlesung des Protokolls der letzten Sitzung das Wort. Das Protokoll der letzten Sitzung wird verlesen und genehmigt. : Als neue Mitglieder wünschen der Gesellschaft beizutreten: Herr A. FRANCKE, Töchterschullehrer, Dortmund, Jung- gesellenstraße 18, vorgeschlagen von den Herren KRUSCH, BÄRTLING und RAUFF. Herr Dr. VOGEL VON FALKENSTEIN, Privatdozent an der Forstakademie in Eberswalde, Eberswalde, vor- geschlagen von den Herren BRANCA, RECK, STREMME. Herr W. KRONECKER, Assistent am Geologisch-paläonto- logischen Institut, Berlin N 4, Invalidenstr. 45, vor- geschlagen von den Herren BRANCA, RECK, STREMME. Herr Hans RASSMUSS, cand. geol., Berlin N 4, Invaliden- straße 43, vorgeschlagen von den Herren BRANCA, RECK und STREMME. Der Vorsitzende bespricht die eingegangenen Deck Ä i schriften und erteilt sodann Herrn SIEGERT das Wort. Herr SIEGERT sprach zur Theorie der Taibitäufg“ erörtert und von allen Seiten beleuchtet worden sind, daß e "aum mehr möglich ist, wesentlich neue Gedanken zu m Klärung beizubringen. Ich erinnere nur an die Theorien über Öie Ursachen der Eiszeit, über die Bewegung der Gletscher, Über die Entstehung des Lösses. Hier ist meist nur möglich 1 (Mit 11 Textfiguren.) 7 Es giebt in der Geologie Themen, die schon so of een” EEE Seh) oe eerereie are u j | << /l SC HSONyA N Rt 4 Dr ä i DE OR Partei zu ergreifen, Mittelwege einzuschlagen, die allgemein ausgesprochenen Hypothesen oder Theorien auf einen bestimmten Kreis von Tatsachen zu beschränken oder umgekehrt für bestimmte Fälle aus der Fülle der Erklärungsversuche die passendsten auszuwählen. Wenn ich mir nun erlaube, Ihre Aufmerksamkeit auf einen solchen unendlich oft besprochenen Gegenstand zu lenken, auf die Entwicklung der Talterrassen, so bin ich mir wohl bewußt, daß ich Ihnen keine prinzipiell neuen Gedanken geben kann. Ich will vielmehr nur untersuchen, wie weit verschiedene, teilweise sehr alte Theorien über die Entstehung der Fluß- terrassen zur Erklärung der in den letzten Jahren gewonnenen Tatsachen über den Bau und die Entwicklung der Flußtäler von Mittel- und Norddeutschland heranzuziehen sind. Dem Versuch, die Ursachen dieser Talentwicklung zu erkennen, seien einige Erwägungen allgemeiner Art voraus- geschickt. Die erodierende Kraft eines Flusses wird be- dingt durch Wasserquantum und Gefälle. Doch hat die danach aufgestellte Formel Mv? nur rein theoretischen Wert, von der praktisch die für jeden Einzelfall empirisch zu ermittelnden Werte für die Reibungswiderstände am Flußbett, die innere Reibung und den Transport der Geschiebe abzu- zıehen sind. Der Fluß vernichtet, indem er erodiert, selbst seine erodierende Kraft, da er durch die Erosion sein Gefälle vermindert. Die Erosion, d. h. die Veränderung der Gefälls- kurve, wird so lange anhalten, bis die erodierende Kraft so gering geworden ist, daß sie zur Überwindung der genannten Widerstände eben noch ausreicht. Dieser Zustand wird in den verschiedenen Talabschnitten zu verschiedener Zeit erreicht. Die Kurve, welche das Längsprofil des Flußes dann bildet, wollen wir kurz Nullkurve nennen, weil dıe erodierende Arbeit des Flußes auf ihr zum Stillstand gekommen ist. Die allge- meinen Eigenschaften der Nullkurve eines größeren Stromes sind mit wenigen Worten zu sagen. Sie steigt von der Meeresmündung aus sehr lange ganz flach an und wird dann mit zunehmender Schnelligkeit immer steiler. Rein morphologisch betrachtet, wird ihre Gestalt im wesentlichen von den gegenseitigen Lagerungsverhältnissen der Quelle und Mündung bedingt, die man deshalb ja auch als die obere und untere Erosionsbasis bezeichnet. Beide Punkte aber können sich bewegen. Theoretisch können wir sie, einzeln oder zusammen, sowohl nach oben wie nach unten, gleichsinnig oder widersinnig verschieben. Die Bewegung nach oben wollen wir, wie nebenstehende Fig.1 zeigt, als positive, die nach unten als negative bezeichnen. Dies entspricht insofern den konkreten Verhältnissen, als die Bewegung nach oben, wie wir sehen werden, Aufschüttung, die entgegengesetzte, Erosion zur Folge hat. Auch sind die Vorzeichen dann gleich denen der SUESSschen positiven und negativen Strandverschiebung, die wir bei der folgenden Erörterung einzuführen haben. Een. -b Kiosi. Die Werte a und b der Verschiebung können dabei in jedem beliebigen gegenseitigen Verhältnis stehen. Sehen wir der Einfachheit halber hiervon ab, so ergeben sich 8 Grenz- fälle der Verschiebung, die wir am einfachsten durch die folgende Fig. 2 darstellen. Oo N \ ID | We SA iS) | HS AU >) Su © Jüngere Terrasse Ältere Terrasse Fig. 2. | Die allgemeinen Eigenschaften dieser Kurvensysteme sind ‚ folgende: In System 1—3 liegt die jüngere Terrasse tiefer a 4 = als die ältere; System 5—-7 zeigt das umgekehrte Lagerungs- verhältnis. In System 4 und 8 findet Terrassenkreuzung statt, und zwar so, daß in System 4 im Oberlauf die jüngere Terrasse tiefer, im Unterlauf aber höher als die ältere liegt, während in System 8 die Terrassen in umgekehrter Weise zueinander verlaufen. Um festzustellen, welche von diesen theoretisch möglichen Fällen tatsächlich vorkommen, und welches die Bedingungen für ihre Ausbildung sind, wollen wir untersuchen, welche Terrassensysteme die verschiedenen wohlbekannten Ursachen der Talerosion erzeugen müssen, wenn sie isoliert in Wirkung treten. Als wichtigste Ursachen der Entstehung von Terrassen bei der Talerosion werden in der Literatur folgende genannt: 1. Geologischer Bau des Tales, insbesondere der Wechsel von harten und weichen Bänken, Versperrung des Tales durch Bergstürze, Schutthalden usw., Verlegung der Flußmäander bei der Erosion, Periodische Klimaschwankungen, Strandverschiebungen und Säkulare (sowie lokale tektonische) Bodenbewegungen, Stauende Wirkung des Inlandeises. Während die ersten drei Ursachen rein lokale Natur besitzen, sind die übrigen regional wirkende Einflüsse. | 1. und 2. Geologischer Bau der Täler und nach- trägliche Versperrung durch Schutthalden. Den Ein- fluß, welchen verschieden harte Gesteine theoretisch auf die Entwicklung von Talterrassen ausüben müssen und in kleinem Maßstab auch tatsächlich ausüben, können wir uns an folgender Fig. 3 klarmachen, wobei wir, wie bei allen folgenden Er- wägungen, uns gegenwärtig halten müssen, daß der Fluß Io PD Fig. 8. immer und stets bestrebt ist, seine Nullkurve der Erosion herzustellen. Wenn ein Fluß abwechselnd weichere (a) und härtere (b) Gesteinsschichten zu durchschneiden hat, so wird die harte Bank gewissermaßen zu einer lokalen Erosionsbasis,, und zwar für den einen Teil des Flußes zur unteren, für den anderen zur oberen. Die zuvor gleichmäßig konkave Kurve des Talbodens wird in einer tieferen Lage abwechselnd konkave und konvexe Teilstrecken besitzen. Den gleichen Einfluß üben Schutthalden usw. aus. Doch können wir über diese ersten beiden Ursachen schnell hinweg- gehen, da sie die Entwicklung der Talterrassen in so geringem Maße beeinflussen, daß dies kaum hervortritt, wenn wir Terrassen- profile ganzer Flußsysteme überschauen. Im großen betrachtet, erstrecken sich die Terrassen gleichmäßig durch die verschie- densten Formationen, als ob Härteunterschiede der Gesteine überhaupt nicht existierten. Dies zeigt schon ein Blick auf viele unserer Stromkurven in wasserbautechnischen Werken. Dort werden die Strom- kurven meist mit ganz kolossaler Überhöhung entworfen. Diese _ entspricht gewissermaßen einer mikroskopischen Vergrößerung. Wenn nun aber z. B. die Stromkurve der Elbe selbst bei einer 500fachen Überhöhung noch kaum irgendwelche Unregel- mäßigkeiten erkennen läßt, sondern wohlausgeglichen von der Quelle bis zur Mündung verläuft, so ist eben der Einfluß der Gesteine auf die Terrassenentwicklung im großen in diesem Falle, und das Gleiche gilt für zahlreiche andere Täler, wenig- stens praktisch gleich Null. 8. Verlegung der Flußmäander. Von etwas größerer Bedeutung ist bereits die nächste Ursache, die Bewegung der Flußmäander bei der Erosion, ein Vorgang, der in der Literatur schon so oft und eingehend erörtert worden ist — ich er- innere nur an die Arbeiten von Davıs — daß ich mich sehr kurz fassen kann. Wenn ein Fluß sein Tal in der ganzen Breite gleichzeitig vertiefte, so könnten keine Terrassen entstehen. Aber kein Fluß beherrscht, von einzelnen Gebirgsbächen abgesehen, sein Tal vollständig; sein Lauf durchzieht das Tal vielmehr in mehr oder minder engen Mäandern. Diese ver- ändern im Laufe der Zeit ihre Form und Lage. In Fig. 4 sind drei verschiedene Lagen eines Mäandersystems dargestellt, die zur Entstehung von drei verschieden hohen Terrassen geführt haben; denn während der Fluß seinen Lauf verlegt, schneidet er sich zugleich immer tiefer ein. Da die horizontale und vertikale Laufverlegung ein kontinuierlicher Prozeß ist, so werden die Terrassenstufen nach manchen Richtungen hin nicht deutlich ausgesprochen sein, während an anderen Stellen wieder verschieden hohe, gut ausgeprägte Staffeln entstehen. Bei und trotz regelmäßigen, kontinuierlichen Kinschneidens eines Flußes entstehen also fortwährend kleine, immer tiefer liegende Erosionsterrassen, die größtenteils ebensoschnell wieder vernichtet werden. Ihre Zahl ist in vertikaler Richtung theoretisch unbegrenzt, weil der Fluß beim Einschneiden den vertikalen Abstand zwischen seiner Anfangslage und seiner Null- kurve kontinuierlich durchläuft und in jeder Lage an irgend- einem Punkt eine Terrassenfläche erzeugen kann, die zufällig erhalten bleiben mag. Praktisch wird die Zahl der Erosions- E nee Erste Zweite Dritte Terrassen- grenzen Lage der Flußmäander für die Zwischen- lagen der Mäander Die römischen Zahlen bezeichnen die zu den einzelnen Flußlagen gehörigen Talböden (Erosionsterrassen). Fig. 4. Entstehung von Erosionsterrassen im Talboden. terrassen im Oberlauf weit größer sein als im Unterlauf, weil hier der vom Fluß durchlaufene vertikale Erosionsabstand der Anfangs- und der Nullkurve größer ist. Da die Bewegung der Mäander von rein lokalen Ursachen abhängt, ist in der Verteilung der Terrassen keinerlei Gesetzmäßigkeit zu erkennen; vor allem können die Terrassen in den benachbarten Tälern nicht miteinander korrespondieren. Ein Vergleich der Terrassen in benachbarten Nebentälern ist daher ein gutes Mittel, um diese Erosionsterrassen von Terrassen anderer lintstehung zu unterscheiden. Überall da, wo in den Nebentälern die gleiche Terrassenentwicklung auftritt wie in dem Haupttal, wo also überall die gleiche Terrassenzahl mit den gleichen relativen Abständen vorhanden ıst, kann es sich nicht um diese Terrassen handeln. Sie lassen eben den Charakter der Periodizität, des Erlöschens und Wiederauflebens der Erosion vermissen, welchen die nunmehr zu besprechenden Ursachen bei ihren Terrassen in so ausgesprochenem Maße erzeugen. 4. Klimaschwankungen. Die in der Literatur unter dem Namen der Klimaschwankung registrierte weitere Ursache für die Entwicklung von Terrassen entspricht diesem weiten Begriff nicht vollständig. Es soll damit nur ein wesentlicher Faktor des Klimas, die Menge der Niederschläge, herangezogen werden. Da die Wassermenge eines Flusses mit zu den Haupt- faktoren der Erosion gehört, so ist ja selbstverständlich, daß ein periodisches Schwanken der Niederschläge in weiten Grenzen zu einem Erlahmen und Wiederaufleben der Erosionstätigkeit führen muß. Dabei kommt es selbstverständlich nicht sowohl auf die mittlere Höhe der Niederschläge als auf die temporären maximalen Wassermengen an, die Hochfluten erzeugen. Fig. 5. Da die Gestalt der Nullkurve neben anderen Umständen mit von der Wassermenge abhängt, so kann über die bei einer maximalen Wassermenge erzeugte Nullkurve hinaus, vorausgesetzt, daß alle anderen Umstände die gleichen bleiben, keine Erosion mehr stattfinden. Die Terrassen, welche die Periodizität in der Wasserführung erzeugt, liegen also zwischen einer durch die lokalen topographischen Verhältnisse bedingten Anfangskurve und der aus der betreffenden Wassermenge mit- resultierenden Nullkurve.: Die Eigenschaften des Terrassen- systems, welches auf diese Weise entsteht, lassen sich leicht an Fig. 5 erkennen. BE Wenn wir als untere Erosionsbasis die Meeresmündung annehmen, so wird diese durch die Schwankungen in der Wasserführung des Flusses nicht verändert. Hier werden also alle Kurven in einem Punkte zusammenlaufen. Aber je nach der Gestalt der Anfangs- und Nullkurve werden die Terrassen schon in einer mehr oder minder langen Strecke des Unter- laufes einander so genähert sein, daß sie praktisch nicht zu trennen sind. Es findet daher talaufwärts scheinbar eine Ver- mehrung der Terrrassen statt. Alle Terrassen konvergieren talabwärts, und zwar ist der Winkel, den zwei beliebige Terrassen miteinander bilden, um so größer, je weiter beide zeitlich (also auch räumlich) auseinander liegen. Auf diese Eigenschaft muß ganz besonders hingewiesen werden, weil in letzter Zeit wiederholt von verschiedenen Autoren allein aus dieser Konvergenz auf tektonische oder säkulare Veränderung in der Lage der Terrassen geschlossen worden ist. Die Konvergenz der Talterrassen ist eine, wenn auch nicht allgemeine, so doch weitverbreitete Eigenschaft, die, wie wir noch weiter sehen werden, die verschiedensten Ursachen haben kann. Da die Klimaschwankungen regional sind, so werden selbstverständlich alle Täler der gleichen klimatischen Provinz auch den gleichen Erosionszyklus durchlaufen und heute die gleiche Zahl und Anordnung ihrer Terrassen zeigen. Rein morphologisch betrachtet entspricht unser Kurven- system dem Fall 3 in dem Schema der möglichen Terrassen- entwicklungen auf S. 2, der charakterisiert wird durch die negative Bewegung der oberen Erosionsbasis. Gesetzmäßiger Verlauf, Vermehrung talaufwärts, Konvergenz talabwärts sind also die Haupteigenschaften eines Terrassen- systems, das ausschließlich durch Klimaschwankungen (Schwan- kungen der Niederschläge) bedingt wird. 5. Strandverschiebungen. Strandverschiebungen be- dingen eine Bewegung der unteren Erosionsbasis, und zwar bewirkt, entsprechend unserer auf S. 2 entwickelten morpho- logischen Nomenklatur, die positive Strandverschiebung eine positive, die negative Strandverschiebung aber wiederum eine negative Bewegung der unteren Erosionsbasis, wie sie Nr. 5 und 1 des allgemeinen Schemas auf S. 2 darstellen. a) Negative Strandverschiebung. Wenn sich die untere Erosionsbasis einer Flußkurve senkt, so belebt sich die Erosionskraft des Flusses. Dabei ist es ganz einerlei, ob zuvor die Nullkurve bereits erreicht war oder nicht. Diese Vergrößerung der Erosionsarbeit geht von der unteren Basis aus, so daß wir hier ein einfaches Beispiel von rückwärts ein- schneidender Erosion besitzen. Die Folge davon ist, daß ein in Nr.1 der Fig. 2 gegebenes Terrassensystem entsteht. Doch ist dies nur ein theoretischer Grenzfall, der praktisch nie so rein zum Ausdruck kommen wird, weil ja immer zugleich auch eine Bewegung der oberen Erosionsbasis stattfindet. Diese Bewegung ist, solange keine andere Bedingung als die rück- wärts arbeitende Erosion eingeführt wird, stets negativ; denn selbst wenn infolge der topographischen Verhältnisse bei der rückwärts schreitenden Erosion die neue obere Basis die gleiche Höhe beibehalten oder gar in ein höheres Niveau rücken sollte, so wird doch der Punkt der ursprünglichen Erosionsbasis dabei gesenkt werden. Von dem Einfluß der stets stattfindenden horizontalen Verschiebung der oberen "Erosionsbasis soll daher in diesen Erörterungen der Einfach- heit halber abgesehen werden. Statt der in Fig.2 Nr. 1 gezeichneten Kurven wird in Wirklichkeit eines der in Fig. 6 F- 2 Fig. 6. dargestellten Kurvensysteme entstehen, je nach dem relativen Größenverhältnis der Bewegungen beider Erosionsbasen. Diese Figuren zeigen uns eine neue Eigenschaft von Terrassensystemen, die Divergenz und Parallelität von Terrassen, die in regel- mäßiger Altersreihe von oben nach unten aufeinander folgen. Diese Eigenschaften, die uns sonst nicht wieder begegnen, weisen also eindeutig auf ihre Ursache hin. Der Fall C, die Kon- vergenz der Terrassen talabwärts, die wir schon erwähnt haben, und die uns noch öfters begegnen wird, ist keine so eindeutige Eigenschaft. Durch die negative Strandverschiebung lassen sich also die ersten beiden in unserem allgemeinen Schema (Fig. 2) ' gegebenen Fälle erklären. b) Positive Strandverschiebung. Durch die Aufwärts- bewegung der unteren Erosionsbasis entsteht das im Schema Fig. 2 unter Nr. 5 gegebene Kurvensystem. Auch dies ist wiederum ein rein theoretischer Grenzfall, da die hier ange- nommene Voraussetzung, daß die obere Erosionsbasis unbeweg- lich bleibt, in Wirklichkeit nicht zutrifft. Sie wird sıch viel- mehr, wenn alle anderen Verhältnisse gleichbleiben, genau wie im vorigen Fall nach unten bewegen. Die Folge davon ist, daß aus diesen Verschiebungen in Wirklichkeit ein Kurvensystem resultiert, das in Nr. 4 seinen schematischen Ausdruck findet. Die charakteristischste Eigen- schaft dieses Kurvensystems der positiven Strandverschiebung ist eine Terrassenkreuzung, welche bedingt, daß im Öber- lauf die Terrassen konvergieren, im Unterlauf divergieren, daß oberhalb der Kreuzung die Terrassen von oben nach unten in normaler Altersfolge angeordnet sind, während unterhalb der Kreuzung eine Umkehrung der Altersfolge stattfindet. Ein kürzerer Ausschnitt aus diesem Kurvensystem, z.B. oberhalb der Kreuzung, wo nur die Konvergenz der Terrassen zu erkennen ist, kann zu falschen Annahmen über die Ursachen seiner Entstehung führen. In seiner Gesamtheit überschaut, weist dies System jedoch nur auf eine Ursache, auf die positive Strandverschiebung, hin. Die einzelnen Terrassen werden sich im Unterlauf natür- lich nur da beobachten lassen, wo, sei es im ganzen, sei es in einzelnen Abschnitten (Flußschlingen), eine Talverlegung stattfindet. In denjenigen Abschnitten, in denen genau das alte Tal benutzt wird, findet hier die Bewegung der unteren Erosions- basis ihren Ausdruck in einer Sedimentanhäufung, welche normale Mächtigkeit der Schotterterrassen bei weitem über- schreitet. Auch die Art der Strandverschiebung, ob periodisch oder gleichmäßig, ob schnell oder langsam, modifiziert die Entwick- lung der Terrassen im einzelnen. Kann z. B. die Zuschüttung des Tales mit der Hebung der Erosionsbasis nicht Schritt halten, so entstehen versenkte Täler und fjordartige Bildungen. Bei diesen Erörterungen über die Strandverschiebung wurde ein wichtiger Umstand bisher unberücksichtigt gelassen. Eine Strandverschiebung verursacht nicht nur eine Bewegung der unteren Erosionsbasis ın der Vertikalen, wie hier allein vor- ausgesetzt wurde, sondern auch in der Horizontalen. Diese letzte Bewegung wird um so größer sein, je flacher ein Land ist. Unser Schema gilt daher nur für ein Land mit Steil- küsten. In einem weiten Flachlande wird die horizontale Ver- schiebung der Erosionskasis unser Kurvensystem erheblich modi- fizieren. Doch soll hierauf nicht weiter eingegangen werden, da diese Fälle für Norddeutschland praktisch nicht in Frage kommen, wenigstens nicht für die Entwicklung der Täler seit der jüngsten Präglazialzeit, aus welcher wir die meisten und besterhaltenen Terrassen in Norddeutschland besitzen. Diese für ein so ausgedehntes Tiefland im ersten Augenblick paradox erscheinende Behauptung erklärt sich daraus, daß in der Diluvialzeit mit der Strandverschiebung die letzte der oben- genannten Ursachen der Terrassenbildung, die Invasion des Inlandeises, in Konkurrenz tritt. Ehe wir jedoch auf diese eingehen, seien die mit den Strandverschiebungen im allgemeinen eng verknüpften Bodenbewegungen noch erwähnt. 6. Säkulare (sowie lokale tektonische) Boden- bewegungen. Von dem Einfluß lokaler tektonischer Be- wegungen, die natürlich das Terrassenbild in der verschieden- sten Weise beinflussen können, wollen wir hier nur einen Fall erörtern. In unserem allgemeinen Schema der Terrassenbewegung S. 2 haben wir in Nr. 6 den Fall kennen gelernt, daß beide Erosionsbasen, in Nr. 7 und 8, daß die obere Erosionsbasis eine positive Verschiebung erleidet. Praktisch werden sich in einem solchen Fall nicht zwei verschiedene Terrassen beob- achten lassen, sondern nur eine einzige äußerst mächtige Schotter- terrasse, deren Basis der älteren, deren Oberfläche der jüngeren Terrasse entspricht. Derartige mächtige Schotteranhäufungen sind im Quellgebiet aber unmöglich; hier wird, ganz einerlei, welche Ursachen wirksam sind, stets die Erosion das End- ergebnis aller Prozesse sein, nie aber die Akkumulation. Die in unserem Schema unter Nr. 6—S3 dargestellten Fälle können also nie das Quellgebiet mit umfassen. Sie sind nur lokale Erscheinungen in einzelnen Talabschnitten, die allerdings er- hebliche Ausdehnung erreichen können. Das bekannteste Bei- spiel dieser Art der Terrassenbildung bietet die oberrheinische Tiefebene, in welcher der ältere Talboden viele hundert Meter tiefer liegt als der jüngste, die heutige Aue. Die obere und untere Erosionsbasis fällt also hier nicht wie in den früheren Beispielen mit Quelle und Mündung zusammen, sondern mit Störungen, die das Tal durchqueren. Auch findet in Wirklich- keit keine Hebung dieser beiden Erosionsbasen statt, sondern eine Senkung ihres Untergrundes mit gleichzeitiger Verfüllung des dadurch entstandenen Raumes. Der Effekt und das Endergebnis in rein morphologischem Sinne sind aber das gleiche. Be Auch an der Weser treten die gleichen Erscheinungen auf, wie ich an anderer Stelle auszuführen gedenke. Doch mögen diese Erscheinungen ebenso wie auch andere tektonische Beeinflussungen unserer Terrassensysteme in noch so großartiger Weise auftreten, es sind und bleiben doch nur lokale Erschei- nungen, die wohl stellenweise das Bild unserer Terrassen- entwicklung zu verschleiern vermögen, durch die hindurch wir aber die großen, überall gleichen Züge unserer Terrassenbildung stets zu erkennen vermögen. | Auf die säkularen Bodenbewegungen brauchen wir nicht weiter einzugehen, da sie rein morphologisch dieselben Er- scheinungen erzeugen, wie die Strandverschiebungen, mit denen sie ja in ursächlichem Zusammenhang stehen. 7. Invasion des Inlandeises. Der Einfluß, welchen das Inlandeis auf die Entwicklung der Talterrassen ausgeübt hat, wird gewöhnlich als Stauwirkung aufgefaßt. Er ist jedoch ein viel komplizierterer, so daß es nicht möglich ist, ihm im Rahmen allgemeiner theoretischer Auseinandersetzungen voll- ständig gerecht zu werden. Das Wesen dieser Vorgänge wird am besten charakterisiert als horizontale Verschiebung der unteren Erosionsbasis.. Die folgenden Erwägungen sollen nur ganz allgemein die Wirkung dieser morphologischen Ver- änderung kennzeichnen. Al Di a 1 Ältere Terrasse 2 — Jüngere Terrasse Riga Terrassenkreuzung infolge Verschiebung der Mündung von a nach b. Nehmen wir an, daß in präglazialer Zeit ein Strom in der Richtung der heutigen Elbe floß, so wird das vordringende Eis diesen nach Westen ablenken und seinen Lauf verlängern. Wenn in Fig. 7 die untere Erosionsbasis der älteren Terrasse ursprünglich bei a lag, so wird sie jetzt weiter hinausgeschoben nach b. Da die Erosionsbasis in beiden Fällen der Meeres- spiegel ist, so besitzt die Strecke ab kein Gefälle, was natürlich unmöglich ist. Der Fluß wird daher, wenn eine längere Stillstandslage des Eises ihm genügend Zeit zur Her- stellung einer normalen Kurve läßt, durch Aufschüttung von Mittel- und Unterlauf ein Gefälle von a nach b herstellen. Infolge solcher Flußverlegung kann es also ohne jede Stau- wirkung des Eises zur Aufschüttung mächtiger Terrassen- schotter kommen. DBeharrt das Eis lange Zeit in dieser Lage, so wird ferner im Oberlauf auch Erosion eintreten. Es wird also die Kurve der jüngeren Terrasse in Fig. 7 resultieren. Auf die anderen Möglichkeiten, daß keine Verlängerung des Flußlaufes oder daß gar eine Verkürzung entsteht, will ich hier nicht näher eingehen. Dieser Prozeß wird sich bei jeder weiteren Stillstands- lage in ähnlicher Weise wiederholen, solange unser Fluß Gelegenheit hat, nach Westen auszuweichen. Dies ändert sich ‚in dem Augenblick, in welchem das Eis in die Täler der Mittelgebirge eintritt, wo den Flüssen ein seitliches Ausweichen unmöglich ist. Es entstehen infolgedessen Staubecken, wie ich im Saaletal sowohl für die Invasion in drei verschiedenen Eiszeiten als auch für einzelne ÖOszillationen nachweisen konnte. Inlandeio Der Spiegel des Stausees bildet jetzt, wie Fig. 5 zeigt, die neue untere Erosionsbasis. Die Flußarbeit ist darauf gerichtet, für diese Basis eine neue Nullkurve zu erzeugen, einmal durch Vorschüttung eines Deltas in den See hinein, sodann durch Erosion weiter aufwärts. Ob, bzw. wie weit dieses Ziel erreicht wird, hängt natürlich von der Dauer der Stillstands- lage des Eises ab, die hier zur Erzeugung der Kurve 5 sehr lang angenommen ist. Kurve 1 und 2 sind eine Wiederholung der= Nie. Ein Rückziehen des Eises bis b wird zur Entstehung der Kurve 4 führen, die also den Schuttkegel des Stausees und auch seinen Untergrund vollständig durchschneidet und sich tief in die Stauterrasse des Unterlaufes eingräbt. Wird endlich die alte Mündung a wieder vom Fluß auf- gesucht, was natürlich nicht der Fall zu sein braucht, so wird diese Terrasse mit Ausbildung der Kurve 5 voll- ständig durchschnitten. Die drei Stillstandslagen in einer einzigen Invasion, welche wir annahmen, führen also bereits zur Entstehung von fünf Terrassen. Nun haben wir aber für Norddeutschland sicher drei ausgedehnte Invasionen anzunehmen, von denen jede eine weit größere Zahl von Stillstandslagen des Eises aufzuweisen hat. Andererseits wird nicht jede dieser Stillstandslagen von so langer Dauer gewesen sein, daß sie einen erheblichen Einfluß auf die Terrassenentwicklung ausüben konnte. Der Einfluß des Inlandeises auf die Ent- wicklung der Terrassen ist deshalb ein weit komplizierterer, als unser Schema Fig. 7 und S zeigt. Immerhin läßt dieses schon erkennen, in welcher Richtung die Eisinvasion die Terrassen- entwicklung beeinflußt. Ein Terrassensystem, das sich im wesentlichen nur unter dem Einfluß des oszillierenden Inland- eises entwickelt, wird, wie Fig. 8 zeigt, folgende Eigenschaften besitzen. Talaufwärts tritt eine Vermehrung der Terrassen ein. Dies ist teils, wie wir schon früher sahen, nur scheinbar, weil die einander sehr genäherten Terrassen sich im Unter- lauf praktisch kaum mehr trennen lassen, teils tritt aber auch echte Terrassenvermehrung ein durch die Ausbildung kürzerer Zweigterrassen, wie Terrasse 3 in Fig. 8. Alle Terrassen kon- vergieren talabwärts, ja es findet Terrassenkreuzung unter sehr spitzem Winkel statt. Eindlich treten mächtigere Schotter- terrassen und Staugebilde auf. Den allgemeinen Ausdruck dieses Kurvensystems können wir in unserem Normalschema S. 2 nicht erwarten, weil dies sich ausschließlich auf vertikale Ver- schiebungen der Erosionsbasis gründet, während hier im wesentlichen die horizontale in Betracht kommt. Nebenbei sei hier bemerkt, daß die Verschiebung der oberen Erosionsbasis in den schematischen Figuren stark über- trieben ist. Aus den Tälern Mitteldeutschlands liegen noch keine Beobachtungen hierüber vor; doch ist nicht unwahr- scheinlich, daß die Bewegung so gering ist, daß im weiteren Quellgebiet die Terrassen talaufwärts konvergieren. Die im Vorstehenden geschilderten Eigenschaften der verschiedenen Terrassensysteme treten dann also erst nach einer gewissen Strecke unterhalb des Quellgebietes auf. Nachdem wir uns über die möglichen Fälle der Terrassen- entwicklung und ihre Ursachen orientiert haben, wenden wir uns konkreten Beispielen zu. Zu den Tälern Mitteldeutschlands, deren Entwicklungs- geschichte augenblicklich am besten bekannt ist, gehört das Saaletal, das zugleich einen Typus für alie benachbarten = 25 oem Täler, wie Mulde, Elster, Unstrut, Ilm darstellt. Aller- dings ist auch das Saaletal noch nicht in seinem ganzen Ver- lauf eingehend erforscht. Eine genaue Kartierung der Terrassen ist bis jetzt nur in drei voneinander isolierten Gebieten er- folgt, zwischen den Blättern Halle-Süd und Naumburg, auf Blatt Jena und auf Blatt Saalfeld'). Eine Verbindung der Terrassen dieser verschiedenen Talabschnitte ist zurzeit noch nicht vollständig möglich, da ohne die genauere Kenntnis der zwischenliegenden Abschnitte sich für manche Terrassen mehrere Konstruktionsmöglichkeiten ergeben. Aber auch bei einem Vergleich der bis jetzt genauer bekannten Talabschnitte können wir bereits einige allgemeine Sätze über die Morpho- logie der Terrassen im Saaletal ableiten, von denen die wichtigsten folgende sein dürften: 1. Alle Terrassen konvergieren talabwärts, und zwar wächst der Winkel zwischen den einzelnen Terrassen mit ihrem zeitlichen Abstand. 2. Weiterhin findet talabwärts eine Terrassenkreuzung statt, indem sich ältere Terrassen unter das Niveau jüngerer herabsenken. 3. Die Terrassen folgen oberhalb der Terrassenkreuzung, also im weitaus größten Teile -des Tales, von oben nach unten in regelmäßiger Altersfolge aufeinander, so daß die Terrassen um so tiefer liegen, je jünger sie sind. 4. Die Terrassen liegen um so enger zusammen, je jünger ‚sie sind. 5. Die Zahl der Terrassen nimmt talaufwärts zu. Wie sich das Terrassensystem im Oberlauf der Saale und namentlich im Quellgebiet entwickelt, ist zurzeit noch un- bekannt. Wie schon früher angedeutet, konvergieren möglicher- weise hier die Terrassen talaufwärts. Der folgenden Besprechung der Saaleterrassen sei voraus- geschickt, daß sie sich im wesentlichen auf die jüngeren Terrassen, von der letzten präglazialen Terrasse an, beziehen, weil wir zurzeit die Entwicklung der älteren Terrassen noch nicht genau genug kennen, namentlich auch über ihren Verlauf nach der Einmündung in ihr Hauptstromtal, das sie dem Meere zuführt, nichts wissen. Eine der auffälligsten Eigenschaften des Terrassensystems der Saale ist die Terrassenkreuzung. Bis jetzt konnte ich ) Vgl. Stegert: Bericht über die Begehungen der diluvialen Ab- lagerungen an der Saale im Anschluß an die Konferenz der Direktoren der Deutschen geolog. Landesanstalten im Jahre 1908. Jahrb. d. Kgl. * Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, Bd. XXX, H. 2, 8.1. BR nur die Kreuzung der jüngsten präglazialen Terrasse mit den Terrassen der 1. Interglazialzeit durch direkte Beobachtung nachweisen. Doch kreuzen sich beide auch mit allen jüngeren Terrassen, insbesondere mit dem alluvialen Talboden. Ebenso findet wohl auch eine Kreuzung der Terrasse der 2. Inter- glazialzeit mit der alluvialen statt. Der direkte Nachweis dieser Kreuzungen ist freilich sehr schwer zu erbringen, da die älteren Terrassen mit der Kreuzung ja unter Tage hinabtauchen und damit aus dem Bereich der Tagesaufschlüsse verschwinden. Da, wo sich kein Glazialdiluvium dazwischen schaltet, sind die Terrassen ja auch in Bohrungen nicht mehr voneinander zu trennen. Die Terrassenkreuzung macht sich dann nur durch eine talabwärts immer zunehmendere Mächtigkeit der Schotter bemerkbar. Da aber die Kreuzungswinkel sehr spitze sind, so ist diese Zunahme der Mächtigkeit eine äußerst langsame und wird erst viele Kilometer unterhalb der Kreuzungsstelle solche Werte erlangt haben, daß sie sichere Rückschlüsse gestattet und nicht mehr lokalen Zufälligkeiten zugeschrieben zu werden braucht. Aus der Konvergenz der Terrassen talabwärts aber auf ihre spätere Kreuzung zu schließen, wie dies häufig ge- schieht, ist nach den früheren Ausführungen völlig verfehlt. Die Konvergenz der Terrassen talabwärts ist vielmehr eine ganz allgemeine Erscheinung, die ebensowohl bei Terrassen- kreuzung wie beim Zusammenlaufen der Terrassen an der Meeresmündung und bei der Entwicklung von Zweigterrassen aus den Hauptterrassen vorhanden ist. Infolge dieser weiten Verbreitung ist die Konvergenz der Terrassen eine ziemlich nichtssagende Erscheinung, die in den meisten Fällen keine Rückschlüsse auf die Ursache der Terrassenbildung zuläßt. Wir können jedoch die oben entwickelte Kreuzung der Saaleterrassen auf einem ganz anderen Wege beweisen, indem wir nicht die Saale allein, sondern das gesamte Stromsystem bis zum Meere in den Kreis unserer Betrachtung ziehen. Heute mündet die Saale in die Elbe Wir wissen nun zwar nicht, ob in präglazialer Zeit bereits genau das gleiche Strom- system bestand, aber wir können mit Sicherheit annehmen, daß die Saalewasser nach unsern nördlichen Küsten strömten. Wir kennen, dank zahlreicher Tiefbohrungen, in der Gegend von Hamburg und Bremen die Beschaffenheit der damaligen Küste). Wir wissen, daß die ältesten Glazialablagerungen dort in tiefen Rinnen, in alten Tälern liegen, die in das !) Vergl. W. Worrr: Der Untergrund von Bremen. Monatsber. d. Deutschen geol. Ges., Nr. 8/10, 1909, S. 356. BE Tertiär eingeschritten sind, und kennen ihre absolute Höhen- bzw. Tiefenlage.. Bei Hamburg und bei Bremen liegt die Sohle jener alten Täler bei etwa 200 m unter N.N. Da diese Täler von der Grundmoräne der 1. Eiszeit erfüllt werden, so müssen sie von präglazialen Strömen erodiert sein, deren jüngste Ablagerungen gleichaltrig mit unserer 4. präglazialen Saaleterrasse sind. Dann aber erhalten wir für unser Saale- Elbesystem folgendes Kurvensystem. +728 Alluviale Terrasse Terrasse der 1. Inferglazialzeit m ——— —_ — _—_ nn Eee u -20 beobachrer konsfruirt ee & Bngsielgraglaziale Terrasse ++++ ++++ 227 beobachtet konstruirt Fig. 9 Entwicklung der Saaleterrassen. Länge : Höhe = 1: 500. Die Kurve der alluvialen Terrasse ist dem Elbstromwerk entnommen. Die Mündung der 4. präglazialen Saale liegt 200 m tiefer als die heutige Mündung. Im Oberlauf des ganzen Systems aber können wir nach direkten Beobachtungen einen Teil dieser Terrasse einzeichnen. Da das zu ergänzende Stück gerade in den Unterlauf fällt, der, wie aus dem Verlauf der alluvialen Terrasse zu folgern ist, eine äußerst flache Kurve besessen haben wird, so können wir die Strecke selbst bei einem in größerem Maßstab ausgeführten Profil ohne allzu sroßen Fehler durch eine gerade Linie verbinden oder ihr wie oben die flache Biegung der alluvialen Terrasse geben und so mit ziemlicher Genauigkeit den Kreuzungspunkt zwischen der 4. präglazialen und der alluvialen Terrasse vorausbestimmen. Er liegt nach einer vorläufigen maßstäblichen Konstruktion wenige km unterhalb Halle a. S. Weiter können wir aber auf die gleiche Weise auch die Stromkurve des Saale-Elbe- systems in der 1. Interglazialzeit konstruieren. Hier liegt‘ 2 die Mündung bedeutend höher. Die Oberfläche der Elbe- mündung der 1. Interglazialzeit liegt etwa 20 m unter N.N., während die Oberfläche der gleichaltrigen Saaleterrasse teil- weise wieder beobachtet werden kann. Die nach den oben entwickelten Grundsätzen konstruierte Verbindungslinie zeigt die direkt beobachtete Kreuzung der interglazialen Terrasse mit der präglazialen südlich von Halle, während sie den Kreuzungspunkt mit der alluvialen weit unterhalb dieser Stelle, etwa in der Gegend von Tangermünde, vermuten läßt. Auf die Terrassen der 2. Interglazialzeit will ich hier nicht weiter eingehen, weil die Frage nach dem Auftreten dieser Ablagerungen in der Küstengegend mir noch nicht so einwandfrei geklärt zu sein scheint, als es für unsere Zwecke nötig ist. Ebenso muß aus ähnlichen Gründen augenblicklich auf die Konstruktion der postglazialen Terrasse verzichtet werden. Durch obige Ausführungen ist die Terrassenkreuzung sicher bewiesen und damit die weitere charakteristische Eigenschaft des Saale— Elbesystems erkannt, daß oberhalb der Kreuzung von oben nach unten immer jüngere Terrassen aufeinander- folgen, während unterhalb der Kreuzung die Verhältnisse um- gekehrt liegen. Unsere früheren theoretischen Erwägungen haben uns in der positiven Strandverschiebung (ohne Hori- zontalbewegung der unteren Trosionsbasis) in Verbindung mit der selbstverständlichen Erosion im Oberlaufe die einzige Ursache kennen gelehrt, welche diese auffällige Erscheinung erklärt. Diese Bedingungen treffen hier zu. Die positive Strand- verschiebung geht ohne weiteres aus unserer maßstäblichen Fig. 9 hervor, bei der die alten Meeresmündungen der Elbe in ihren relativen Höhenlagen eingetragen sind. Die zweite Bedingung erfüllt eigentlich nur eine Steilküste.e Der Mangel einer Horizontalverschiebung der unteren Erosionsbasis ist in unserem speziellen Falle für den ersten Augenblick auffällig, denn in einem so ausgedehnten Tieflande wie Norddeutschland muß schon eine geringe vertikale Bewegung des Strandes auch eine bedeutende horizontale Verschiebung bedingen. In Nord- deutschland aber haben wir den vielleicht einzigstehenden Fall, daß trotz dieser orographischen Verhältnisse die Strand- linie bei einer vertikalen Verschiebung von ca. 200 m keine bedeutende Horizontalbewegung ausführt; denn der Raum, in welchem sich das Meer ausbreiten müßte, wird gleichzeitig mit seiner Entstehung vom Inlandeise und seiner Grundmoräne ausgefüllt. ap ur 1 ae Die vorstehend entwickelte Konstruktion der Kurven- systeme ist, nebenbei bemerkt, noch für eine andere Aufgabe von großer Wichtigkeit. Wir besitzen in unseren alten Fluß- terrassen ein vorzügliches Mittel zur Gliederung des Glazial- diluviums!),. Nun sind zwar die Flußschotter wohl im Süden auf den ersten Blick von den glazialen Schottern zu unter- scheiden, nach Norden zu aber werden sie durch vermehrte Aufnahme von Grundmoränenmaterial den glazialen Schottern immer ähnlicher, bis sie, namentlich in Bohrproben, von diesen nicht mehr zu unterscheiden sein werden, zumal die Korn- größe stark abnimmt. Da ferner ein alter unterirdischer Lauf nur nach Schichtverzeichnissen von Tiefbohrungen zu kon- struieren ist, bei deren Aufstellung wohl meist die Annahme herrschte, daß überall Glazialkiese vorliegen, so würde die Rekonstruktion der alten Terrassen in der Tiefe des nord- deutschen Flachlandes wohl unmöglich sein. Da wir aber auf Grund der obigen Konstruktion überall die ungefähre Tiefenlage der Terrassen ziemlich genau vorausbestimmen können, so genügt eine Häufung der Angabe Kies, Sand oder Tonmergel in der entsprechenden Tiefenlage, um in den be- treffenden Ablagerungen alte Terrassenbildungen zu vermuten. Kurz sei hier noch die Frage berührt, ob jene positive Strandverschiebung die Folge einer Bewegung des Landes oder des Meeres ist. Wenn auch in unserem speziellen Falle aus anderen, hier nicht weiter zu erörternden Gründen die Frage bereits in ersterem Sinne entschieden sein dürfte, so verdient doch erwähnt zu werden, daß ein genaues Studium der Fluß- terrassen uns mit ein Mittel bietet, das die jüngeren Schollen- bewegungen im einzelnen sehr genau zu verfolgen gestattet. Fig. 10A sei die kartographische Darstellung eines Flußtales von der Quelle (a) bis zur Mündung (f), dessen wohlausgeglichene Kurve die Linie a—f in Fig. 10B darstellt. Wird nun die ganze Scholle, auf der der Strom a—-f fließt, um eine der Küsten- linie f—g entsprechende Achse aus der Blattfläche heraus nach oben gedreht, so wird natürlich auch die Flußkurve in Fig. 10B in ihrer Gesamtheit ein steileres Gefälle erhalten müssen. Eine einfache Aufwärtsdrehung um den Punkt f als Achse, etwa in die Lage a—f würde aber den tatsächlichen Verhält- nissen nicht gerecht werden; denn dabei erhalten alle Teil- strecken der Kurve ein stärkeres Gefälle, was in Wirklichkeit nicht der Fall ist. Die Aufrichtung der Scholle hat vielmehr ) SIEGERT: Zur Kritik des Interglazialbegriffes.. Jahrb. d. Kegel. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1908. DIE aD das Gefälle der einzelnen Talstrecken ganz verschieden beein- Außt. Steiler gestellt wurden nur die Abschnitte, welche in der Ebene der Bewegungsrichtung liegen. Je größer der Winkel der Talstrecke zu dieser Ebene ist, desto kleiner wird ihr Aufrichtungswinkel, bis er endlich, bei Parallelität mit der Achse, gleich Null wird. Diese Talstücke werden also nur gehoben, nicht aber steiler gestellt. Fig. 10. In unserem speziellen Falle Fig. 10 werden also die Tal- stücke ab, cd, ef gehoben und steiler gestellt, während die Abschnitte be und de zwar gehoben werden, aber ihr altes Gefälle beibehalten. Aus der Kurve ab entsteht infolgedessen die Kurve abcedef. Durch eine völlig einheitliche Schollenbewegung wird also, ohne daß sonst der Talboden irgendwelche Verände- rungen erleidet, die normale, gleichmäßig konkave Kurve in eine gebrochene Kurve mit abwechselnd konkaven und kon- vexen Abschnitten umgewandelt. Ein charakteristisches Beispiel für eine solche Auflösung einer regelmäßigen Stromkurve infolge gleichmäßiger Schollen- bewegung scheint mir für die Saale im Süden des Blattes Lützen zu liegen. Hier kommt die 3. präglaziale Terrasse in ungefährer SW— NÖ-Richtung an, um hinter Weißenfels scharf in die reine W—O-Richtung umzubiegen. Damit verliert sie aber zugleich fast völlig ihr vorher sehr ausgesprochenes Gefälle. Indes bedarf dieser Fall noch genauerer Nachprüfung, als mir bis jetzt möglich war, ehe weittragende Schlußfolgerungen über die Richtung und Größe der Schollenbewegung daraus gezogen werden können. Denn eine gebrochene, aus verschieden steilen Abschnitten zusammengesetzte Kurve kommt sehr häufig vor, auch bei den heutigen Talsohlen. Diese Kurven sind keines- wegs eindeutig, können ihre Gestalt vielmehr den verschie- densten lokalen Ursachen verdanken. Neben dem eingangs erwähnten geologischen Bau und den lokalen Verschüttungen sei vor allem auf eine Möglichkeit hingewiesen, die im nord- deutschen Tiefland häufig zu beobachten sein wird. Wenn hier zwei Täler mit ausgeglichener Stromkurve parallel von OÖ nach W verlaufen, wie unsere Urstromtäler, so wird die Kurve des nördlicheren Tales, absolut gerechnet, tiefer liegen als die erste. Bildet sich später zwischen ihnen ein S—N gerichtetes Verbindungsstück heraus, so wird dies meist steileres Gefälle besitzen als die ursprünglichen Täler; aus den beiden gleichen, nur in verschiedenen Niveaus liegenden Kurven ab, cd der Fig. 11 entsteht durch Einfügung des Verbindungsstückes ef die gebrochene Kurve aefd. Auch die sogenannten Terrassenverbiegungen verdanken ihre Ent- stehung wohl keineswegs immer lokalen tektonischen Störungen. [e} b C d a Biel]. Um mit der Schollenbewegung bzw. Strandverschiebung allein die Entstehung der verschiedenen Terrassensysteme zu erklären, müssen wir notwendig periodische Schwankungen in der Bewegung annehmen, wie folgende Überlegungen zeigen. Würde die Scholle, in welcher das Tal liegt, in gleichmäßiger Bewegung aufgerichtet werden mit einer Schnelligkeit, welche die der entgegengesetzt arbeitenden Erosion übertrifft, so würde der Fluß nie seine Nullkurve erreichen. Er hat also auch keine Ver- anlassung, seine Tiefenerosion zeitweise zu unterbrechen. Diese wird im Gegenteil infolge der zunehmenden Neigung des Gefälles einen immer stärkeren Antrieb erhalten. Im anderen Falle, wenn — 22 = die Schollenbewegung gleich schnell oder langsamer erfolgt als die ihr entgegenarbeitende Erosion, wird nach einer bestimmten Zeit die Nullkurve hergestellt und damit die Tiefenerosion zur Ruhe gekommen sein. Die jetzt eintretende Seitenerosion schafft einen breiten Talboden. Seiner kontinuierlichen Bewegung arbeitet die Erosion augenblicklich fortgesetzt entgegen. Es werden dabei zahlreiche Erosionsterrassen infolge der Mäander- bewegung entstehen; es wird aber nicht zur Ausbildung weit voneinander abstehender, gleichmäßig im ganzen Tal hinziehender Terrassen kommen, wie sie unsere Saale aufweist. Hierzu ist unbedingt eine periodische Bewegung mit abwechselnden Be- wegungs- und Stillstandsphasen nötig. Trotzdem bleibt aber noch die Möglichkeit offen, daß in unserem speziellen Falle, bei dem Terrassensystem der Saale- Elbe, jene Schollenbewegung, bzw. die Strandver- schiebung, gleichmäßig vor sich ging, da sie während der Diluvialzeit, für welche wir allein die Terrassen zur Zeit bis zum Meere verfolgen können, mit anderen Ursachen ver- knüpft ist, die eine Periodizität großzügigster Art besitzen, mit den Invasionen des Inlandeises und den Klimaschwankungen. Wie wir gesehen haben, bedingt die Invasion des Eises eine horizontale Verschiebung der unteren FErosionsbasis, hinter deren Wirkung die zugleich damit verbundene vertikale zu- nächst vollständig zurücktritt. Beim Rückzug findet die ent- gegengesetzte horizontale Verschiebung statt, die aber infolge der inzwischen erfolgten Auffüllung des versunkenen Terrains durch die Glazialablagerungen den Fluß sogleich in ein höheres Niveau bringt. Infolge der horizontalen Hin- und Herbewegung der unteren Erosionsbasis verläuft also die vertikale Ver- schiebung tatsächlich sprungweise. Ein weiterer Faktor, der namentlich für den Talabschnitt oberhalb der Kreuzung einer Terrasse mit dem Alluvium die Entwicklung der Terrassen periodisch beeinflußt, sind die Klimaschwankungen, auf deren Einfluß weiter unten noch hinzuweisen ist. _Nebenbei sei be- merkt, daß für eine gleichmäßige Schollenbewegung vielleicht auch die ziemlich große Mächtigkeit der interglazialen Bildungen bei Bremen hinweist, indem sie andeutet, daß die Schollen- bewegung während der Interglazialzeit keineswegs zum Still- stand gekommen war. Die Eisinvasion hat ferner noch zur Folge, daß eine weitere Begleiterscheinung der positiven Verschiebung einer Erosions- basis, die Anhäufung sehr mächtiger Schotterterrassen, unter- bleibt. Die mittlere Partie der sonst einheitlichen Schotter- terrasse wird ersetzt durch Glazialbildungen. Infolgedessen können wir in Norddeutschland verschiedene Flußterrassen, getrennt durch Glazialdiluvium, auch in der Tiefe noch - unterscheiden. Weiter nach Westen zu, wo das Eis nicht mehr so weit nach Süden drang, so z. B. schon am Rhein, wird sich dieses Verhältnis etwas zugunsten der mächtigen Schotteranhäufungen verschieben. Unser auf Grund der positiven Strandverschiebung kon- struiertes Kurvensystem Fig. S erklärt aber ferner noch einige weitere Kigenschaften des Terrassensystems im Saaletal. So ergibt sich daraus zwanglos die Tatsache, daß die Terrassen talabwärts konvergieren. Das verschiedene Ausmaß der Strand- verschiebung bedingt bei ähnlicher Gestalt der Kurve, daß die tieferen Terrassen näher aneinanderliegen als die höheren, was noch deutlicher zum Ausdruck käme, wenn auch die Kurve “der 2. Interglazialzeit und die postglaziale Kurve eingezeichnet wären. Dieselbe Ursache erklärt endlich auch das auf S. 15 unter Nr. 1 erwähnte Verhältnis der Konvergenzwinkel. Es bleibt also nur noch eine einzige Eigenschaft zur Erklärung übrig, die Vermehrung der Zahl der Terrassen talaufwärts. Diese Vermehrung tritt besonders bei einem Vergleich der Terrassenreste von Blatt Saalfeld mit den weiter talab- wärts liegenden, eingehend untersuchten Gebieten von Jena und zwischen Naumburg und Halle a. S. hervor. Da aber noch “ keine Verbindung zwischen diesen Terrassenabschnitten her- gestellt werden konnte, so läßt sich im einzelnen noch nicht sagen, in welcher Weise diese Terrasseüvermehrung vor sich geht. Mit einiger Sicherheit kann man wohl behaupten, daß die Vermehrung der präglazialen Terrassen eine stärkere ist als die der jüngeren, interglazialen und postglazialen; ebenso, daß sich talaufwärts immer neue höhere, also ältere Terrassen ein- stellen. Ob deren Fortsetzungen talabwärts überhaupt fehlen, oder ob sie erst nachträglich zerstört sind, läßt sich zurzeit nicht sagen. Erst wenn durch weitere Begehungen des ganzen Saaletales eine genauere Anschauung gewonnen ist, wie sich die zahlreichen Terrassen des Oberlaufes aus den einfacheren Systemen des Unterlaufes entwickeln, dürfte es an der Zeit sein, auch nach den Ursachen zu forschen. In welcher Rich- tung diese zu suchen sind, geht ja aus den einleitenden theoretischen Erwägungen hervor. Nur eine Ursache der Ter- rassenvermehrung im Öberlaufe, die Mäanderbewegung, soll sogleich noch etwas näher besprochen werden. Wenn wir aber auch alle übrigen Erscheinungen bereits ausschließlich durch die Strandverschiebung erklären konnten, so bleibt trotzdem noch die Frage offen, ob nicht doch auch andere Ursachen gleichzeitig und in gleichem Sinne bei der Ausbildung des Terrassensystems der Saale mitgewirkt haben. Sehen wir von dem nur ganz lokalen Einfluß ab, welchen der Wechsel des Gesteins usw. auf die Entwicklung der Terrassensysteme hat, so wäre zunächst zu prüfen, wie weit sich Einflüsse der Mäanderverschiebung bei der Erosion bemerkbar machen. Im alluvialen Talboden treten uns solche allenthalben entgegen, die jüngsten in Gestalt von Inseln und Halbinseln, die durch Altwasser abgeschnürt werden. Etwas älter mögen solche Terrassenreste sein, die von bereits fossilen alten Flußarmen, kenntlich durch ihre Ausfüllung mit dunklem, fettem Ton, umschlungen werden. Auch einzelne Stufen, die ihrer Höhenlage nach die Mitte einhalten zwischen dem tiefsten Talboden und der postglazialen Terrasse, die deshalb bei der Kartierung bald der einen, bald der andern Stufe zugezählt werden, sind Zeugen dieses Prozeßes, der sich besonders schön in den breiten Talstrecken auf den Blättern Merseburg-Ost und Halle-Süd studieren läßt, wo infolge des stauenden Ein- flusses der Giebichensteiner Pforte auf die Saale eine ungemein starke Mäanderbildung stattfindet. In den höheren Terrassen lassen sich solche niedrigen Erosionsstufen nicht mehr mit Sicherheit beobachten, weil die deutlich ausgesprochenen Böschungen im Laufe der Zeit vollständig verschwunden sind, so daß die Schotteroberfläche von der niedrigen zur höheren Stufe ganz allmählich ansteigt. Umgekehrt aber sind derartige flache Anschwellungen und Aushöhlungen der Terrassenoberfläche auch vielfach nur Denudationserscheinungen. Da aber natürlich da, wo die Zwischenstufen unerkennbar oder vernichtet sind, auch weiter auseinanderliegende Erosionsstufen und dann mit deutlichen, auch in langen Zeiten nicht verwischbaren Niveau- differenzen aneinanderstoßen, so ist es nicht völlig ausgeschlossen, daß die beiden Saaleterrassen der ersten Interglazialzeit Erosions- terrassen sind. Hierfür spricht auch, daß sie im Unterlaufe, wo wir sonst bedeutende horizontale Talverlegungen haben, in ein und demselben Flußbett abgelagert worden sind. Eine weit größere Rolle scheinen diese Erosionsterrassen im Oberlaufe zu spielen. Die höchsten Terrassen auf Blatt Saalfeld weisen nach der Tabelle von E. ZIMMERMANN!) so kleine und schnell wechselnde Höhenunterschiede auf, daß es kaum eine andere Erklärung hierfür geben dürfte. Daß solche : ') SIEGERT: Bericht über die Begehungen usw. Jahrb. f. 1909, 19, Terrassen gerade im Oberlauf entstehen mußten, ist bei der dort herrschenden stärkeren und schnelleren Erosionstätigkeit des Flußes ja von vornherein zu erwarten. Bei der Konstruktion eines Terrassenprofiles des ganzen Saaletales wird man also einfache Terrassen im Unter- und Mittellaufe mit Terrassen- gruppen im Öberlaufe zu verbinden haben. Wenn so die Mäanderbewegung bei der Erosion auch mancherlei Einzelheiten in der Entwicklung der Terrassen bedingt, zur Erklärung der großen Züge des Terrassenbildes, der ganz verschiedenen Perioden angehörigen Terrassen bietet sie uns kein Mittel. Weit wichtiger sind in dieser Beziehung die eingangs als vierte Ursache aufgeführten Klimaschwankungen bzw. Schwan- kungen der Niederschläge. Sie führen, wie dort gezeigt wurde, . zur Ausbildung eines Terrassensystems, das alle wesentlichen Eigenschaften unserer Saaleterrassen besitzen kann, mit Aus- nahme der Terrassenkreuzung. Da ferner die Klimaschwan- kungen regionale Ursachen sind, so erklären sie auch die gesetzmäßige Wiederholung der gleichen Terrassensysteme in allen benachbarten Tälern. Ob aber ihr Einfluß in Wirklich- keit ein so großer gewesen ist, entzieht sich zurzeit unserer senauerenKenntnis. Die schönen Untersuchungen von HASSINGER über die Terrassen der Donau in der weiteren Umgebung von Wien haben für die meisten Flußterrassen die entsprechende, immer weiter zurücktretende Strandterrasse nachgewiesen, so daß die Entstehung dieses Terrassensystems allein auf die periodische negative Strandverschiebung des Mittelmeeres seit der Tertiärzeit zurückgeführt werden kann, ohne daß es nötig wäre, Klimaschwankungen zu Hilfe zu nehmen. Der gleiche Nachweis ist auch noch für andere ins Mittelmeer mündende Flüsse, so z. B. durch DE LAMOTHE, geführt worden. Wenn den Klimaschwankungen ein erheblicher Einfluß zukommt, so müssen wir im allgemeinen eine Parallelität zwischen ihnen und den periodischen Strandverschiebungen annehmen. Dieser Gedanke ist von vornherein nıcht allzu sympathisch, was selbstverständlich seiner Richtigkeit, falls sich Beweise dafür fänden, nicht im Wege stünde. In der Diluvialzeit ist eine solche ja vorhanden aber gerade hier braucht, wie wir gesehen haben, die Periodizität in der Strandverschiebung nicht auf rhythmischen Bodenschwan- kungen zu beruhen, sondern kann bei gleichmäßiger Boden- bewegung sekundär durch Horizontalschwankungen des Inland- eises erzeugt worden sein. Die Annahme einer Parallelität zwischen den Schwankungen des Inlandeises und den Nieder- schlägen ist selbstverständlich wohl begründet. Dann würde die Periodizität in der Terrassenbildung der Diluvialzeit ein Ergebnis gleichmäßiger Bodenbewegung in Verbindung mit periodischen Niederschlagsschwankungen sein. Die Wirkung der letzteren würde durch die Veränderung der Schollenneigung nur bald im günstigen, bald im ungünstigen Sinne beeinflußt worden sein. Ist aber diese Annahme richtig, so können wir sie vielleicht auch auf die Entstehung des präglazialen Ter- rassensystems ausdehnen und auch hier gleichmäßige Schollen- bewegung mit periodischen Klimaschwankungen als Ursache der Terrassenbildung annehmen. Da einerseits die Klimaschwankungen vikariierend für Periodizität der Schollenbewegung eintreten können, und beide Male im Prinzip gleiche Terrassensysteme entstehen müssen, da anderseits die Periodizität der Schollenbewegung aber durch die Oszillationen des Inlandeises verschleiert wird, so ist Nord- deutschland nicht geeignet, die Frage zu entscheiden, welchen Anteil jede Ursache im einzelnen an der Herausbildung der Terrassensysteme hat, insbesondere der diluvialen, die bis jetzt am eingehendsten untersucht sind. | | Immerhin ergeben sich aus dem Vorgetragenen folgende allgemeine Schlußfolgerungen: Die Entstehung der Terrassensysteme der Saale bzw. der Saale-Elbe ist auf periodisch wirkende Ursachen zurückzuführen. Die Hauptursache ist die positive Strandverschiebung (infolge Schollen- bewegung) ohne Horizontalverschiebung der unteren Erosionsbasis. In zweiter Linie kommen die Klima- schwankungen, in dritter die Eisinvasionen in Be- tracht. Bei gleichmäßiger Strandverschiebung be- dingen Klimaschwankung und Kisinvasion allein die Periodizität der Terrassenentwicklung. Alle übrigen Ursachen bedingen nur lokale Abweichungen vom Hauptschema der Entwicklung. | Da die genannten Ursachen sämtlich regionaler Art sind, so müssen wir das am Saale-Elbesystem entwickelte Terrassen- schema auch weiterhin finden. Ganz selbstverständlich ist es bei den Nebenflüssen der Saale, bei Unstrut und Ilm, zu er- warten und durch Spezialuntersuchungen, insbesondere der Herren NAUMANN und PICARD, ja auch bereits festgestellt worden. Aber auch die benachbarten Nebenflüsse der Elbe, Elster und Mulde, haben, soweit ich nach den Aufnahmen der Kgl. Sächsischen und Preußischen Geologischen Landes- anstalten sowie nach eigenen Begehungen, die allerdings teil- weise lange zurückliegen, urteilen kann, bei der Erosion ihrer BE VIE Täler genau nach demselben Schema gearbeitet. Es dürfte daher kaum zu bezweifeln sein, daß alle Täler im gesamten Elbstromgebiet die gleiche Terrassenentwicklung besitzen. Da die Ursachen für die Ausbildung des eben geschilderten Typus der Terrassenentwicklung weit über das KElbstrom- gebiet hinausreichen, so müssen wohl auch alle Stromsysteme, soweit sie im Bereiche dieser Ursachen liegen, den gleichen Bau ihrer Täler aufweisen. Eine der Hauptursachen, die posi- tive Strandverschiebung, dürfte sich an der ganzen Nordsee- küste geltend gemacht haben. Es ist daher zu erwarten, daß auch das westlichste der deutschen Stromsysteme, das des Rheins, im Prinzip die gleiche Talentwicklung aufweisen wird, wenigstens soweit es innerhalb des mitteldeutschen _ Gebirgs- und des norddeutschen Tieflandes liegt. Der südlich daran stoßende Abschnitt in der oberrheinischen Tiefebene gehorcht ja bekanntlich anderen Gesetzen. Vom Taunus an talabwärts ist zunächst die für Mitteldeutschland normale Terrassenfolge vorhanden, nach der die Terrassen um so tiefer liegen, je jünger sie sind. Talwärts konvergieren die Terrassen in derselben Weise wie an der Saale. Im Unterlaufe aber muß die Reihenfolge der Terrassen genau wie bei der Elbe gerade umgekehrt sein. Den Beweis hierfür liefern die Lage- rungsverhältnisse der pliocänen Kieseloolithstufe. Innerhalb des rheinischen Schiefergebirges ist sie entsprechend ihrem hohen Alter einer der orographisch höchsten Horizonte. Mit dem Eintritte in das Gebiet der Niederrheinischen Bucht aber sinken die Schotter der Kieseloolithstufe unter das Niveau der Hauptterrasse hinunter!) In Holland sind sie erst in verschiedener, z. T. beträchtlicher Tiefe unter dem Alluvium, erbohrt worden. Daß die tiefsten Partien dabei in Graben- versenkungen liegen, ist von nur nebensächlicher Bedeutung. Da die jüngeren Flußtäler sich eben in diesen Graben- versenkungeu entwickeln, kommt es zu einer Kreuzung der Kieseloolithstufe mit dem Alluvium. Die Annahme einer Kreuzung der dazwischen liegenden diluvialen Terrassen aber, für die zur Zeit außer der nicht maßgebenden Konvergenz der Terrassen noch kein direkt verwertbares Beobachtungs- material vorliegt, ist nach Analogie mit dem Elbsystem min- destens sehr wahrscheinlich ?). ı) E. Kaıser: Die Entstehung des Rheintals. Verhandlungen der Gesellschaft deutscher Naturforscher und Arzte. Cöln 1908. 2) Nach einer Mitteilung von Herrn FLIEGEL in der Diskussion trägt Herr Professor PontıG die gleichen Ansichten schon seit 20 Jahren im Kolleg vor. In großen Zügen ist also das Bild der Terrassenentwick- lung am Rhein dasselbe wie beim Saale-Elbsystem, wenn auch dort gerade die Verhältnisse im einzelnen etwas komplizierter sein mögen, einmal infolge lokaler tektonischer Einflüsse, so- dann aber dadurch, daß das Inlandeis nicht gleich tief wie in das Elbe-Saaletal eindrang, und deshalb unterhalb der Kreuzung das trennende Mittel zwischen den Terrassen fehlt, so daß hier höchstwahrscheinlich die obenerwähnten, das normale Maß an Mächtigkeit bedeutend überschreitenden Schottermassen auftreten werden. Zur Erklärung der Terrassen im rheinischen Schiefer- gebirge hat man ja schon seit langer Zeit eine Hebung des rheinischen Schiefergebirges, die im Süden stärker als im Norden auftrat, in Anspruch genommen und diese alte Theorie ist durch die neueren Arbeiten zahlreicher Geologen, welche sich mit diesem interessanten Problem beschäftigten, allent- halben bestätigt worden. Die Schollenbewegung, welche die Terrassenentwicklung verursacht hat, ist also im Prinzip die gleiche gewesen wie beim Saale-Elbsystem. Das End- ergebnis der verschiedenen säkulären Schwankungen und tektonischen Prozesse, soweit es für die Ent- wicklung der Terrassen in Betracht kommt, der Klimaschwankungen und Kisiuvasionen ist auch am Rhein gleich dem einer Schollenneigung um eine im großen und ganzen west-Ööstlich gerichtete, sich im Laufe der Zeitverschiebende Achse im Sinne einer posi- tiven Strandbewegung auf der Meeresseite und einer Hebung auf der anderen, mittelgebirgischen Seite. Wenn aber die Terrassenentwicklung im KRhein- und Elbsystem nach dem gleichen Gesetz erfolgt, so ist von vorn- herein anzunehmen, daß gleiches auch für die dazwischen liegende Weser gilt. In der Tat habe ich bei ausgedehnten Begehungen der Weserterrassen, über welche an anderer Stelle berichtet werden soll, allgemein den Saale-Elbtypus der Tal- bildung beobachten können. Lokale Abweichungen, auch von größerer Ausdehnung, kommen natürlich auch hier vor. Wie weit dieser gleiche Typus der Talbildung nach O und W reicht, konnte ich im einzelnen noch nicht nachprüfen. Schon der Umstand, daß eine der wichtigsten Bedingungen für die Ausbildung des hier geschilderten Taltypus die positive Strandverschiebung ist, also eine Erscheinung, die wenn auch regional, so doch von räumlich beschränkter Gültigkeit ist, zeigt uns, daß auch unser Typus der Talentwicklung nur räumlich begrenzte Geltung haben kann. Eine allgemein- — 29 gültige Theorie der Talbildung ist daher unmöglich. Eine negative Strandverschiebung, wie sie z. B. am Mittelmeer seit tertiärer Zeit besteht, wird z. B. gegenüber unserem Typus der Kreuzung, den Typus der offenen Terrassen- systeme erzeugen, wie zahlreiche Beobachtungen bestätigen. Einen allgemein gültigen Typus der Talentwicklung, wie DE LAMOTHE vermeint, stellt aber auch dieser nicht dar. “) Die Erkenntnis vom gleichen Terrassenbau der genannten drei großen Stromsysteme hat eine erhebliche Bedeutung für die Stratigraphie des Diluviums. Eine exakte Gliede- rung des Diluviums im Randgebiet läßt sich nur gewinnen durch eine Klarlegung der Verbandsverhältnisse von Fluß- terrassen und Glazialablagerungen. Sind auf diese Weise die - Altersverhältnisse der Terrassen usw. aber einmal an einer Stelle festgelegt, wie zurzeit an der Saale, so lassen sie sich ohne weiteres auch auf die anderen Stromsysteme übertragen, wenn die Terrassen nach ihrer relativen Lage zu parallelisieren sind. Wichtig ist hierbei nur, daß man gleichwertige Tal- abschnitte miteinander vergleicht, da, wie wir gesehen haben, talaufwärts eine Terrassenvermehrung eintritt. Am geeignetsten scheint mir hierzu, soweit meine Erfahrungen zurzeit reichen, die Talstrecke nahe oberhalb der Kreuzungen zu sein. Die Festlegung der Kreuzungspunkte ist deshalb von Wichtigkeit. Den besten Prüfstein für die Richtigkeit der hier ent- wickelten Theorie bildet daher der nachstehende Versuch einer Altersbestimmung der Rheinterrassen in dem oben umgrenzten Gebiet auf Grund des Vergleichs mit den Saaleterrassen nach der relativen Höhenlage. Saale Rhein Alluviale Terrasse Alluvium Postglaziale Terrasse Höheres Alluvium Terrasse der 2. Interglazialzeit Niederterrasse Hauptterrasse | der 1. Inter- Tiefste Mittelterrasse Höhere Terrasse | glazialzeit Hochterrasse a. Rodderberg ne präglaziale Terrasse Hauptterrasse Zweite präglaziale Terrasse ? Erste präglaziale Terrasse 3 *) Dieser letzte Abschnitt mußte wegen Zeitmangels im Vortrag weggelassen werden. Hierzu ist zu bemerken, daß der Begriff „Interglazial“ bei der Saale in weiterem Sinne als gewöhnlich gebraucht ist. Mit dem Namen „Terrasse einer Interglazialzeit“ wird das Produkt eines Talbildungsprozesses belegt, der in der vorhergehenden Eiszeit beginnt, die ganze Interglazialzeit über andauert und mit dem KHereinbrechen der folgenden Eiszeit erst sein Ende findet. Es reicht demnach die 4. präglaziale Terrasse in die 1. Eiszeit (Elstereiszeit), die Hauptterrasse der 1. Interglazialzeit in die 2. Eiszeit (Saaleeiszeit), die Terrasse der 2. Interglazialzeit in die 3. Eiszeit (Weichseleiszeit) herein. Ob die postglaziale Terrasse etwa in Beziehung zu einer 4, Eiszeit, oder was wahrscheinlicher ist, zu einem besonderen Stadium der 3. Eiszeit steht, muß einstweilen dahingestellt bleiben. Die Bezeichnung 1., 2. und 3. Eiszeit und dem- entsprechend die der Interglazialzeiten bezieht sich auf die bis jetzt bekannt gewordenen 3 Eiszeiten Norddeutschlands, die Elster-, Saale- und Weichseleiszeit, und enthält in ihren Zahlen keine Parallelisierung mit den alpinen Fiszeiten. Am Rhein ist die Höhere Alluvialstufe bisher wohl nicht berücksichtigt worden. Erst W. WUNSTORF hat in Erkenntnis ihrer Bedeutung sie auf den noch nicht veröffentlichten Blättern Birgelen und Erkelenz ausgeschieden. Zugunsten unserer Parallelisierung dürfte der auffällige Umstand sprechen, daß sich in der 1. Interglazialzeit sowohl an der Saale wie am Rhein eine Terrassengruppe ent- wickelte mit den beiden deutlich entwickelten Stufen der „Tiefsten Mittelterrasse“ (KAISER) und der Hochterrasse am Rodderberg (STEINMANN). Die Hauptterrasse des Rheins wurde mit zwei präglazialen Saaleterrassen parallelisiert, weil diese nur im Unterlaufe zu trennen sind. Bereits in der Gegend von Naum- burg, deren Terrassen von den Herren NAUMANN und PICARD aufs gründlichste erforscht wurden, konnte nur noch die dritte präglaziale Terrasse nachgewiesen werden. Die Parallelisierung der höchsten Saale- und Rheinterrassen ist noch sehr unsicher. Einmal sind die gegenseitigen Beziehungen dieser Terrassen an der Saale noch nicht völlig klargestellt, ist die 1. prä- glaziale Terrasse zurzeit doch nur von einem einzigen Punkt bekannt. Andererseits ist aber die Frage, ob die Hauptterrasse nicht doch gegliedert werden muß, noch keineswegs entschieden. Wegen Mangel an Zeit werden die Diskussionen zu den Vorträgen bis zum Schluß der Sitzung verschoben. (Siehe S. 62.) — N Herr F. SOLGER sprach über: Neuere Beobachtungen an brandenburgischen Talsanddünen, Als ich zum letzten Male hier über norddeutsche Dünen sprach, hatte ich eine Anzahl Thesen aufgestellt!), die damals nicht zur Erörterung kamen, weil anscheinend niemand der. Herren sich zu jener Zeit näher mit diesen Fragen beschäf- tigte. Inzwischen sind einige Arbeiten erschienen, die ich als eine gewisse Antwort auf meine Thesen ansehen darf, und auf die ich kurz erwidern möchte, ehe ich jetzt für längere Zeit Europa verlasse. Die erste Arbeit stammt von Herrn v. Linstow?) und beschäftigt sich nur mittelbar mit der Dünenfrage. Herr v. Linstow hatte früher?) gewisse Feinsande am Nordrande des Flämings als kryokonitähnliche Eissedimente gedeutet und ihre Zurechnung zum Löß mit den Worten abgelehnt: „daß unsere Feinsande in bezug auf den Gehalt an Staub- teilchen eine Mittelstellung zwischen Löß und Mergelsand ein- nehmen, aber niemals den beim Löß vorhandenen Betrag erreichen“. Ich hatte meinerseits dann diese Zwischenstellung damit erklärt‘), daß die ÖOstwinde, die den Sand unserer Dünen zusammenwehten, die Staubteile weiter trugen und das sröbere Material schon am Fläming, das feinere erst weiter westlich und südwestlich in den eigentlichen Lößgegenden ablagerten. In seiner neuen Arbeit wendet sich Herr v. LINSTOW gegen diese meine Auffassung und sagt: „Jene Staubsande stellen durchaus keine Zwischenstufe zwischen Sand und Löß dar, sondern sind nur als ein etwas abweichender Löß zu betrachten.“ Ich habe keine Ursache, den früheren Herrn v. LINSTOW gegen den jetzigen zu verteidigen. Ich habe die Unterschiede dieser Feinsande vom Löß nie für wesentlich angesehen und freue mich, daß Herr v. LInsTtow derselben Meinung geworden ist, und daß die Sande mit einem recht zweckmäßigen Ausdruck bei der geologischen Kartierung als „lößähnliche Staubsande“ bezeichnet worden sind. D) Diese Zeitschr., Bd. 60, 1908, Monatsber. 3. S. 59. 2) v. Linstow: Löß und Schwarzerde in der Gegend von Köthen (Anhalt). Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1908, Bd. XXIX, Heft 1. 3) v. Linstow: Über jungglaziale Feinsande des Flämings. Ebenda 21302, Bd: X XII], Heft 2, S. 292. %) SOLGER: Über fossile Dünenformen im norddeutschen Flach- lande. Verh. des XV. Deutschen Geographentages zu Danzig 1905, S. 166. Ss IND Ich gehe zu der zweiten Arbeit über, in der sich Herr JENTZSCH „Über den Eiswind und das Dünengebiet zwischen Warthe und Netze“ äußert!). Aus ihr ergibt sich, daß die von mir vertretene Auffassung in ihren wesentlichen Punkten — von Herrn JENTZSCH stammt; denn er hat schon auf die „Eiswinde“ hingewiesen und auch auf das erhebliche Alter unserer meisten Inlanddünen. Er zweifelt auch nicht daran, daß jene Eiswinde Dünen schufen, nur leugnet er, daß solche Dünen schon gefunden seien. Herr JENTZSCH lehnte eine Beteiligung an der Dünenexkursion, auf der ich einigen Herren der Geologischen Gesellschaft die typischen Dünen der Schorf- heide zeigte, seinerzeit grundsätzlich ab. Ich habe ihm also meine Auffassung nicht in der Natur erläutern können. Viel- leicht wäre er sonst zu andern Anschauungen gekommen. Er gibt weiter an, es sei durch zahlreiche Funde für das Weichsel- gebiet nachgewiesen, daß dort recht ansehnliche Binnendünen (gemeint sind binnenländische Dünen) erst vor wenigen Jahrtausenden gebildet seien, und daß Kulturschichten, die Herr KoRN unter Dünen bei Czarnikau gefunden habe, das- selbe für das Netzegebiet beweisen. Da kein Zitat angeführt war, habe ich mir über den Fund des Herrn Korn keine Meinung bilden können; für das Weichselgebiet möchte ich auf die Mitteilung von Herrn Dr. WOLFF?) hinweisen, daß auf Dünen des Weichselgebietes neolithische Werkzeuge gefunden seien, daß diese Dünen damals also jedenfalls schon vorhanden waren. | Im übrigen verweise ich wegen der Frage jugendlicher Verwehungen auf eine im Druck befindliche ausführlichere Dünenarbeit von mir?). Für die Dünen zwischen Warthe und Netze stellt Herr JENTZSCH dann eine eigene Theorie auf, mit der ich mich näher beschäftigen muß. Herr JENTZSCH unterscheidet den mittleren Teil des Dünengebietes, der großenteils aus nord- südlich verlaufenden Dünenrücken besteht, von den nördlich und südlich sich anschließenden bogenförmigen und ostwestlich gestreckten Formen, die er für jünger erklärt. In dem älteren Mittelstück erklärt er für die ältesten Ketten die östlichen, weil sie auf Talsanden von etwa 60 m Meereshöhe liegen, während die westlichen auf Talsanden von etwa 40 m über ') Diese Zeitschr., Bd. 60, 1908, Monatsber. 5, S. 720—124. 2) Verh. d. XV. Deutschen Geographentages zu Danzig 1905, 3. XXXII (Sitzungsbericht). | >) Erscheint in den Forschungen zur Deutschen Landes- und Volkskunde. N.N. aufgesetzt sind. Er nimmt einen großen Binnensee an, der von Osten Zufluß gehabt hätte und von hier aus allmählich zugeschwemmt wäre. Auf diesem jungen Anlandungsgebiete sollen die großen Dünen als Stranddünen entstanden sein; die Mitwirkung von ÖOstwinden wird abgelehnt, da die östlichsten Dünen die ältesten seien, und das westlichere Gelände dann im Windschatten jener gelegen haben müßte, wo eine Dünen- bildung mithin nicht eintreten konnte. Nach dieser Auffassung sind schon die „älteren“ Dünen des Gebietes jünger als der Eiswind, über die „jüngeren“ randlichen Dünen wird keine Ansicht geäußert. Hierauf ist zu erwidern, daß die Sandmassen für die Zuschüttung des Sees doch nur von Schmelzwässern herrühren konnten, das Eis mithin nicht allzuweit gelegen haben kann, und das Fehlen des Eiswindes auffallen muß. War das Eis noch nahe, so dürfen wir uns den Strand jenes Sees wohl nicht sehr vegetationsreich denken. War die Pflanzenwelt aber spärlich, so konnte sie auch nicht viel Sand festhalten, ge- schweige denn Dünen von über 20 m Höhe bilden, die wir selbst an unserer Ostseeküste nirgends an Stellen finden, an denen wir auf vorrückendem Strande nacheinander entstandene Dünenketten sehen. Außerdem gibt es keinen Binnensee von der hier in Betracht kommenden Größenordnung, der heutzutage annähernd so große Dünen zeigte trotz des jetzt reicheren Pflanzenwuchses, der mehr Sand festhalten könnte. Das Aus- schlaggebende ist aber, daß der ganze See nicht vorhanden gewesen ist. Ein Blick auf den Verlauf der 50 und 60 m-Isohypse lehrt das sofort. Das Gelände hat ein recht gleichmäßiges und nicht unbedeutendes Gefälle nach Westen, während man doch mit Recht zum Nachweis ehemaliger Seen gefällose Terrassen fordert. Ich möchte also Herrn JENTZSCH bitten, die Ufer dieses Sees im Norden, Süden und Westen nachzuweisen, wo sie sich anscheinend nicht wesentlich verschoben haben, da dort entsprechende Dünensysteme fehlen. Wenn danach die Theorie des Herrn JENTZSCH nicht richtig sein kann, so entsteht die weitere Frage, ob seine Gegengründe gegen meine Ostwindtheorie geeignet sind, diese zu erschüttern. Der einzige angeführte Grund, nämlich der, daß die west- licheren Dünen jünger sein müßten als die östlicheren, weil sie auf jüngeren Talsanden lägen als jene, ist hinfällig, Es können natürlich beide jünger sein als der jüngste Talsand, und dann läßt sich über ihr gegenseitiges Altersverhältnis überhaupt nichts sagen. Wir halten doch auch nicht das 3 is IN | Rüdersdorfer Diluvium für älter als das Senftenberger, weil jenes auf Trias liegt und dieses auf Tertiär. Die Ostwindtheorie ist also überhaupt nicht wirksam an- gegriffen. Daß sie andererseits gestattet, die tatsächlichen Verhältnisse einheitlich und recht befriedigend zu erklären, wird in meiner demnächst erscheinenden zusammenfassenden Arbeit dargelegt. Ich wende mich zu dem dritten Aufsatze, der die Düne von Wilhelmshagen - Woltersdorf behandelt und von Herrn WAHNSCHAFFE herrührt!). Er war für mich der interessan- teste, weil er eine der schwierigsten und bisher noch am wenigsten geklärten Fragen des Dünenproblems anschneidet, nämlich die Frage nach dem innern Bau unserer Inlanddünen, Herr WAHNSCHAFFE führt den von ihm untersuchten Dünen- zug auf Nordwestwinde zurück, weil eine Düne des aus vier Dünengruppen bestehenden Zuges, der Püttberg bei Wilhelms- hagen, eine flache Böschung im Nordwesten, eine steile im Südosten hat, und weil in einem Aufschlusse am Eichberge bei Woltersdorf an einer Stelle Dünensand auftritt, der unter 32° südlich fällt, während ein gleich steiles Einfallen gegen Norden nicht beobachtet wurde, Was den ersten Grund be- trifft, so möchte ich die Beobachtungen Herrn WAHNSCHAFFES dahin ergänzen, daB zwar ein Teil des Püttberges die ange- gebenen Böschungsverhältnisse hat, daß aber daran sich ein ostwestlich gerichteter Ausläufer anschließt, der die Steilseite im Norden, die flache Seite im Süden zeigt (Fig. 1). Wäre der oben gezogene Schluß berechtigt, dann müßte man folge- richtig auch annehmen, daß dieser Ausläufer von Südwinden herrührt. Man käme dann zu der von Herrn WAHNSCHAFFE selbst wohl kaum geteilten Folgerung, daß an derselben Düne sowohl Nordwest- als Südwinde unabhängig voneinander ge- wirkt hätten. Ungleich einfacher scheint mir die Auffassung, die ich für die durchaus analog gebildeten Dünen der Schorfheide aufge- stellt habe, daß die heutigen Profilverhältnisse das Werk der Südwest- bis Westsüdwestwinde sind, die heute herrschen. Daß die Winde, die die heutigen Profile erzeugten, eine süd- liche Komponente hatten und keine nördliche, geht aus den Böschungsverhältnissen am Eichberge bei Woltersdorf gleich- falls hervor. Hier sehen wir einen Bogen, der nach Westnord- westen geöffnet ist und zwei lange schmale Ausläufer hat, von !) Jahrb. der Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, Bd. XXX, Teill, Heftt 3, S. 540—548. denen sowohl der nördliche als auch der südliche ihre steilen Seiten nach Norden kehren. Ein Blick auf die Karte läßt erkennen, daß der ganze Dünenzug aus Bogen und Bogengruppen besteht, die ihre Aus- läufer westwärts kehren, und nach dem eben Gesagten sowohl in Grundriß wie Böschungsverhältnissen sich durchaus auf das Schema der Schorfheidedünen bringen läßt, wenn er auch ge- ringere Regelmäßigkeit zeigt als jene. Sehr deutlich ist die Gliederung in mehrere Dünengruppen, die in gleichen Abstän- den in der Richtung der alten Ostwinde aufeinanderfolgen; Eichberg, Grenzberge, Püttberg, Schonungsberg. Darin liegt eine ähnliche Erscheinung wie das regelmäßige Aufeinander- bes Der Dünenzug von Woltersdorf—Wilhelmshagen. Maßstab 1:75000. folgen einzelner Wellenfurchen, das man auf jedem lockeren Sandfelde beobachten kann. Wegen des Näheren möchte ich auch hier auf meine größere Arbeit verweisen. Ich komme zu dem zweiten Grund, den Herr WAHNSCHAFFE anführt, die Schichtung im Eichberge. Dieser Berg wird von Osten durch eine Sandgrube angeschnitten (Fig. 2), die den darunterliegenden Diluvialsand abbaut. Der Dünensand ist z. T. fortgeräumt und auf die Halde geworfen worden. Dabei ist ein großer Aufschluß von nord-südlicher Front an der Ostseite des Berges entstanden, und von dessen südlichem Ende führt eine kleinere Versuchsgrabung nordwestlich in den Berg hinein. Diese letztere Grabung zeigt, daß das Diluvium hier rasch auf etwa 67 m Meereshöhe ansteigt, während es unmittelbar vor der Sandgrube nur etwa 50 m und in der nördlich anschließenden Barnimhochfläche anfangs nur ungefähr 55 m hoch liegt. BE BL Die Eichbergdüne ist da, wo sie aufgeschlossen ist, also nur ein Flugsandmantel über einer Diluvialerhöhung, über die sie kaum 4 m hinausragt. Es ist von vornherein klar, dab die Schichtung einer solchen „Düne“ nicht typisch für unsere Inlanddünen überhaupt sein kann. Sie fällt sogar aus dem Rahmen des hier besprochenen Dünenzuges deutlich heraus. Während der Abstand zwischen Schonungsberg, Püttberg und Grenzbergen jedesmal fast genau 1 km beträgt, liegt der Eich- E = W an DT) u Sy > RD RS SS — Sn 1) > + MM Aufgeschlossene diluriale Unterlage % Funapunkt der steilen Schichtung Fig. 2. Aufschluß im Eichberg bei Woltersdorf. Maßstab 1:10000. berg 1!/, km östlich der Grenzberge; '!,; km südwestlich, also wiederum genau 1 km östlich der Grenzberge, schließt sich aber die schön entwickelte Südhälfte eines Dünenbogens an ihn an, dessen zugehörige Nordhälfte wir sozusagen im Eich- berge, aber ', km zu weit östlich, finden. Während der übrige Sand von den Östwinden nach Westen getrieben wurde, blieb der Dünensand des Eichberges an der erwähnten Diluvialhöhe gleichsam hängen und zeigt daher auch so außerordentlich schmale, lange Ausläufer, die übrigens beide auf dem Plateau- rande liegen. Ist seine Schichtung mithin nicht als typisch anzuerkennen, so bliebe doch noch die Frage offen, ob sie überhaupt einen Schluß auf nordwestliche Winde auch nur an dieser Stelle zuläßt, 2 A Dabei möchte ich zunächst warnen vor der Heranziehung von Wanderdünen der Küste zum Vergleich. Herr WAHN- SCHAFFE schließt so: Da an der Südostseite des Eichberges Schichten von 32° Neigung vorkommen, muß es sich um die Leeseite handeln; denn nach SORKOLOW gehen die Neigungen der Schichten auf der Luvseite baltischer Küstendünen nicht über 17° hinaus und erreichen diese nur bei Dünen, die vom Winde zernagt werden. Ich glaube annehmen zu müssen, daß hier eine Verwechselung zwischen der Neigung der Oberfläche und der Schichtung vorliegt; die wandernde Düne besitzt keine Schichtung parallel der Luvseite, da an dieser nicht Anlage- rung, sondern Abtragung stattfindet. Solche Dünen sind viel- mehr durch und durch der Leeseite parallel geschichtet. Mit ihnen können wir den KEichberg also überhaupt nicht ver- "gleichen, der ganz überwiegend eine äußerst flache, mit Kreuz- schichtung untermischte Lagerung aufweist. Wir müssen zum Verständnis des inneren Baues unserer Inlanddünen vor allem an diesen selbst Vergleichsbeobachtungen machen. Wir werden dann finden, daß die Begriffe Luv- und Leeseite überhaupt schwer durchzuführen sind, wie das bei bogenförmigen, teils in N—S-, teils in O— W-Kämme übergehenden Formen ja eigentlich selbstverständlich ist. Ich bin mit Herrn WAHN- SCHAFFE der Meinung, daß eine Neigung von 32° auf der Luv- seite einer Düne nicht vorkommt; aber bei Ostwinden würde es sich auch im vorliegenden Falle nicht um die Luvseite handeln, sondern um eine Fläche, an der der Wind seitlich vorbeigestrichen wäre, und an solchen Flächen kann wohl eigent- lich jede beliebige Neigung zunächst erwartet werden. Worauf es ankommt, das sind Beobachtungen an gut aufgeschlossenen typischen Inlanddünen. Solche Aufschlüsse sind selten, und. vor allen Dingen müssen sie rasch aufgenommen werden, da der Sandflug sie schnell unbrauchbar macht. Ich möchte des- halb eine Beobachtung und daran geknüpfte Gedanken hier anführen, um die in Norddeutschland kartierenden Herren zu bitten, daß sie bei ihren Arbeiten die darin angeregten Gesichts- punkte ins Auge fassen möchten. Gerade sie werden am besten Gelegenheit haben, neue Aufschlüsse zu entdecken und damit diese Frage zu fördern. Der Aufschluß, an den ich an- knüpfen will, liegt in den Dünen, die sich östlich von Lucken- walde, nördlich des Dorfes Neuhof hinziehen und als Schlage- berge zusammengefaßt werden. Es sind Bogendünen mit lang ausgezogenen Ausläufern, die sich westlich in einer großen Strichdüne vereinigen und in dieser Gesamtgestalt die Zurück- führung auf Nordwestwinde zur völligen Unmöglichkeit machen. era, oe, Der Südausläufer einer solchen Bogendüne ist nun durch eine neue Chaussee nördlich von Neuhof aufgeschlossen und zeigt dabei das abgebildete Profil (Fig. 3). Die Schichten fallen nach Süden ein, legen also die gleiche Vermutung nahe wie am Eichberge, daß Winde mit nördlicher Komponente hier gewirkt haben. Da diese Erklärung, wie gesagt, durch die gesamte Form der Dünen ausgeschlossen wird, so will ich eine andere Erklärung geben, deren Nachprüfung ich von neuen Aufschlüssen erhoffe. Ich möchte zum Vergleich auf die ostfriesischen Inseln hinweisen, die gegenüber der von Westen kommenden Brandung ganz ähnliche Bogenformen bilden, wie die norddeutschen In- landdünen es seinerzeit gegenüber der von Osten kommenden Luftströmung taten. Ich setze die Grundrißform von Borkum neben die einer Bogendüne (Fig. 4). Borkum zeigt Abwaschung Fig. 3. Profil durch den Südausläufer einer Bogendüne bei Neuhof. Maßstab 1: 100000. auf der westlichen Seite, der Stoßseite der Brandung, An- landung an den beiden Ausläufern, die gegen Osten gerichtet sind. Die Anlandungen finden naturgemäß an den äußeren Seiten statt, d. h. am nördlichen Ausläufer im Norden, am südlichen Ausläufer im Süden. Ganz entsprechend müssen wir bei der Bogendüne voraussetzen, daß an ihrem Mittelstück Abtragung auf der Luvseite erfolgt, daß aber die Fortsetzung dieser Luvseite da, wo sie die Außenseite der Ausläufer bildet, den Charakter einer Anlagerungsfläche bekommt. Fanden wir demnach am südlichen Ausläufer wie an dem Aufschluß von Neuhof südwärts gerichtetes Fallen, so müssen wir an Nord- ausläufern ein Einfallen nach Norden erwarten, und dies nachzuprüfen, bitte ich alle Herren, die dazu Gelegenheit haben. | Ich kehre zu der WAHNSCHAFFEschen Arbeit zurück. Ich hoffe gezeigt zu haben, daß sich die Verhältnisse bei Wilhelmshagen und Woltersdorf durchaus mit meiner Ostwind- theorie vereinigen lassen. Unter diesen Umständen halte ich es für sehr bedenklich, besondere Winde zur Erklärung heran- zuziehen. Wer sich länger mit den norddeutschen Inland- na dünen beschäftigt, wird mir zustimmen, daß sie einen durch- gehenden Typus immer wieder erkennen lassen. Sie müssen also einheitlich erklärt werden. Ohne die ÖOstwindtheorie kommt auch Herr WAHNSCHAFFE nicht aus; von den Bogen- dünen der Schorfheide hat er ausdrücklich gesagt, „sie scheinen für diese Theorie zu sprechen“). Er sucht beide Auffassungen dadurch zu vereinigen, daß er für die Dünen von Wilhelms- hagen ein jüngeres Alter vermutet als für die der Schorfheide. Gerade nach der von Herrn WAUHNSCHAFFE vertretenen An- schauung, daß das Berliner Haupttal älter ist als das Thorn- Anschwemmunß Anlagerungsfläche Schema einer Bopendüne Anlagerungsfläche Fig. 4. Eberswalder, muß aber der Sandr der Schorfheide jünger sein als der Talsand von Wilhelmshagen. Abgesehen davon, ist die Vorstellung sehr schwierig, daß wir unterscheiden müßten: I. Ostwindperiode: Entstehung der Schorfheidedünen, II. Nordwestwindperiode: Entstehung der Wilhelms- hagener Düne, III. Südwestwindperiode: Umformung der Profile beider Dünengruppen oder wenigstens der Schorfheidedünen. 3) WAHNSCHAFFE: Oberflächengestaltung des norddeutschen Flach- landes, III. Auflage, 1909, S. 372. I Wie soll man es erklären, daß Dünen, die in den Peri- oden I und III verändert werden, die Periode II überdauern ohne Veränderung? Ich habe hier zwei Theorien zu besprechen gehabt, die an zwei verschiedenen Dünengebieten gewonnen sind. Keine läßt sich auf das andere Gebiet anwenden; beide sind sie nicht übertragbar auf die Dünen der Schorfheide oder die von Luckenwalde. Meine Östwindtheorie gestattet die Anwendung auf alle diese Formen. Die Ostwinde, die sie zur Voraussetzung hat, werden auch von den Vertretern beider andern Theorien zugegeben, während für trockene Nordwest- winde keine meteorologische Ursache bisher gefunden worden ist. Halten wir daneben, daß beide Theorien auch in den Gebieten, für die sie aufgestellt sind, mit der Beobachtung nicht in Einklang zu bringen sind, so darf ich wohl sagen, daß sie meine Theorie nicht erschüttert haben. Herr WILH. WOLFF sprach über geologische Beob- achtungen auf Sylt nach der Dezemberflut 1909. (Mit 5 Textfiguren.) Am 3. Dezember 1909 tobte in der Nordsee ein unge- wöhnlich heftiger Südweststurm, der das Wasser an der friesi- schen Küste zu selten gesehener Höhe emportrieb. Zwar widerstanden ihm die festen Seedeiche der Marsch und der Marscheninseln, und auch die Halligen, auf denen die Sturm- flut bis zur Höhe der Werften stieg, kamen dank der Stein- böschungen und Lahnungen, mit denen sie in neuerer Zeit gepanzert sind, glimpflich davon!). Aber an den unbedeichten Dünenküsten und Diluvialkliffs entstand an manchen Orten beträchtlicher Schaden. Längs der Westküste von Sylt, wo das Hochwasser immerhin um 70 cm hinter der letzten großen Flut vom 6. Dezember 1895 zurückblieb, wurde die mühselig angesammelte und mit Strandhafer bepflanzte Vordüne zwischen Westerland und Kampen bis auf wenige Reste fortgerissen. Das Westerländer Kliff und das von Wenningstedt bis Kampen sich erstreckende Rote Kliff mit seinen losen tertiären und diluvialen Bodenmassen wich unter dem Ansturm der Wogen in wenigen Stunden fast überall merklich zurück, stellenweise um mehrere Meter. Am größten war der Küstenabbruch !) Zum Vergleich sei bemerkt, daß die auf den Halligen so ver- heerende Sturmflut von 1825 nach einer Messung im Wattenmeer bei Keitum (Sylt) 1,40 m höher war als die diesjährige. nördlich vom Kliffende, wo die Diluvialschichten unter den jüngeren Strandbildungen versinken und die weichen Dünen allein den Ansturm aufnehmen müssen. Sie haben, soweit die ersten Nachmessungen erkennen lassen, bis zu 14 m verloren. Während sich vor der Flut die berühmten Profile am Westerländer und Roten Kliff (Fig. 1) infolge Anwehung von unten und Verrutschung und Verschlämmung von oben in einem Fig. 1. Rotes Kliff bei Wenningstedt (Sylt) bei der Exkursion der Deutschen Geologischen Gesellschaft, September 1909. a Düne. 5b Diluviale Steinsohle, bestreut mit neolithischen Artefakten. ce Hauptmoräne. d Kaolinsand durch Abrutsch verdeckt. e Vordüne mit Strandhafer besteckt. f Vorstrand. für den geologischen Beobachter sehr ungünstigen Zustand be- fanden, boten sie nachher außerordentlich schöne und reine Anbrüche. Ich beging sie am 12.—16. Dezember und konnte verschiedene kritische Abschnitte dieser schon so oft und leb- haft erörterten Profile frisch untersuchen, wobei ich mich der liebenswürdigen Unterstützung des Kgl. Düneninspektors Herrn LEU in Keitum erfreute. Dabei ergaben sich namentlich für das jüngste Tertiär einige neue Tatsachen und Anschauungen, die im folgenden mitgeteilt werden sollen. Am vollständigsten findet sich das Sylter Tertiär bekannt- lich im Morsumkliff an der Ostseite der Insel aufgeschlossen (Fig. 2), und es ist als Grundlage für die nachfolgenden Be- trachtungen notwendig, dies Profil kurz anzuführen. Drei Schichtgruppen bauen es auf: 1. Der „Glimmerton“ (FORCHHAMMER) mit der bekannten obermiocänen Meeresfauna; der Ton hat dieselbe Be- schaffenheit wie auch sonst in Schleswig-Holstein und ist teils als normaler dunkelgrauer Glimmerton, teils als glaukonitischer Ton und teils als Alaunton aus- gebildet. 2. Der „Limonitsandstein“ (Sphärosideritsandstein) — erstere Bezeichnung von FORCHHAMMER, letztere von MEYN herrührend — ein eisenschüssiger, größten- teils rostbraun verwitterter Sandstein mit mariner Fauna. Hinsichtlich der stratigraphischen Stellung des Limonit- sandsteins schließe ich mich GAGELs Bemerkung, daß derselbe durch Übergangsschichten mit dem Glimmerton als seinem Liegenden ziemlich regelmäßig, wenn auch „nicht ganz ohne Störung“ verbunden sei, im wesentlichen an!). Bei meinen Besuchen Ende Oktober und Mitte Dezember v. J. sah ich die Schichtenserie unter der östlichsten Limonitsandsteinbank des Kliffs vollkommen von Gehängeschutt entblößt. Der Sand- stein wurde nach dem Liegenden eisenärmer, lockerer und feiner und ging in graue tonige Sande und Bändertone von gleichem Einfallen über, die ihrerseits auf Glimmerton ruhten. Er bildet also das normale Hangende des Glimmertons und !) C. GAGEL: Über die Lagerungsverhältnisse des Miocäns am Morsumkliff auf Sylt. Jahrb. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst., 1905. In einer späteren Arbeit (Die Braunkohlenformation in der Provinz Schleswig-Holstein; G. Kı.mın, Handbuch für den deutschen Braun- kohlenbergbau, Halle 1907) kommt GAGEL im Zusammenhang mit der Sylter Braunkohle nochmals auf den Limonitsandstein zu sprechen und sagt: „Der [Morsumer Braunkohlen-] Aufschluß ist jetzt... verstürzt und später nur noch einmal von Meyn erwähnt und abgebildet worden in der geognostischen Beschreibung der Insel Sylt... ., Seite 642, Profil 1; die Braunkohlenflöze liegen hier im normalen Liegenden des marinen Limonitsandsteins, der von Kaolinsand und obermiocänem Glimmerton überlagert wird.“ Ich nehme an, daß GAGEL hiermit Meyns Ansicht bezeichnen will, nicht seine eigene, die nach der Darstellung von 1905 anders ist. 7 — 43 — ist tatsächlich, wie SEMPER erklärt hat!), das jüngste Glied unseres marinen Tertiärs,. offenbar eine Strandbildung des zurückweichenden Glimmertonmeeres. GOTTSCHE hat dies zwar später?) bestritten, doch ist er sichtlich weniger durch palä- ontologische Gründe als durch die irrige stratigraphische Deutung MEyns°) zu der Auffassung gebracht, daß der 1 enltisurndlstieitn dem Holsteiner Gestein, ec Allen sei, das höheren Alters ist als der Glimmerton. » Die Fauna bietet zul Auffassung Fig. 2. Morsumkliff (Sylt) bei Ebbe von Westen gesehen. Das Tertiär fällt schräg nach links gegen den Hintergrund ein. a Kaolinsand. 5b Limonitsandstein, einen Felsvorsprung bildend. c Bänderton (Übergangsschichten zwischen Limonitsandstein und Glimmerton). d Glimmer- ton, nach links ausgequollen. c, Watt. d, Erratische Blöcke als Abrasionsrest auf dem Watt. e Diluviale Geschiebesanddecke. keine Handhabe. Sie ist artenarm, schlecht erhalten und un- genügend erforscht, steht aber nach den bisherigen Unter- !) O. SEMPER: Paläontologische Untersuchungen I. Neubranden- burg 1861. 2) C. GorTscHE: Über das Alter des Limonitsandsteins auf Sylt. Diese Zeitschr., Bd. 37, 1885. | DB. Mexx: Geognostische Beschreibung der Insel Sylt. Abhandl. 2. geol. Karte von Preußen usw., Bd. 1, H.4 (1876). NN suchungen derjenigen des Glimmertons näher als der mittel- miocänen und enthält keine typisch mittelmiocänen Arten. 3. Der „Kaolinsand“ (FORCHHAMMER), ein weißer, mehr oder minder kaolinhaltiger Quarzsand, häufig glimmer- haltig, von ganz feinen bis ganz groben Korngrößen. Er ist ein Süßwasserabsatz, der sich konkordant über den Limonitsandstein lagert und stellenweise Fossilien desselben auf sekundärer Lagerstätte führt. Der Kaolinsand wechsellagert ferner mit Bänken von hellfarbigem „Pfeifenton“ und zeigte zu MEYNs Zeiten am Morsumkliff auch zwei kleine Flözchen mulmiger, mit Pfeifen- ton verunreinigter Braunkohle, die MEYN mit dem „Töck“, jenem merkwürdigen schiefrigen Torf am Grunde des Helgo- länder Nordhafens, verglich'). Die wichtigste Eigentümlichkeit des Kaolinsandes ist aber sein Gehalt an verkieselten nordischen Fossilien sowie seine Zusammensetzung aus deutlich nordischen Gesteinselementen, die sich jedoch durch einen greisenhaften Erhaltungszustand scharf von den gleichartigen Gesteinen und Mineralien des den Kaolinsand bedeckenden Glazialdiluviums unterscheiden. Wir verdanken E. STOLLEY?) eine umfassende und bewunderns- wert sorgfältige Studie über die Zusammensetzung und die stratigraphische Stellung des Kaolinsandes, mit der schon MEYN sich eingehend beschäftigt hatte. Die Hauptmasse des Sandes bilden Quarze und Quarzite aus einem granitisch -gneisischen Grundgebirge; man findet unter ihnen zuweilen noch zusammen- hängende granitische Quarzskelette. Ferner treten auf: Brocken von präcambrischen und cambrischen Sandsteinen (z. B. Öländer Tessini-Sandstein), in lavendelblauen Hornstein verwandelte Gesteinspartikel und Fossilien des Untersilurs (Jewesche, Lyck- holmer und Borkholmer Zone Estlands-Schwedens, Leptaena- Kalk Schwedens) und — seltener — des Obersilurs (Pentamerus- Kalk, oolithische Gesteine, Gesteine mit Rhynchonella nucula Sow.); endlich Bruchstücke von Kaolinsandsteinen, z. T. kon- glomeratischen Charakters, die wahrscheinlich aus einer älteren Tertiärbildung entführt sind und zuweilen Reste von ver- kieseltem Koniferenholz erkennen lassen. Das Vorkommen ) L. Mey: Zur Geologie der Insel Helgoland. Kiel 1864, Akadem. Buchhandlung. ?) E. SroLLey: Geologische Mitteilungen von der Insel Sylt, I—Ill. Archiv für Anthropologie und Geologie Schleswig-Holsteins, Bd. III u. IV, 1900 —1901. — Derselbe: Das Alter des nordfriesischen Tuuls. N. Jahrb. Min. 1905, I. — Derselbe: Tertiär und Quartär auf Sylt. N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. XXI. Bu 4 von Kreideflinten im ungestörten Kaolinsand erscheint STOLLEY noch nicht ganz sicher'). Er vermutet, daß diese mannigfaltige Gesteinsgesellschaft samt dem Kaolin in der Tertiärzeit durch einen Strom mit ausgedehntem Ursprungsgebiet im östlichen und nordöstlichen Balticum zusammengeflößt sei. Aus dem Fehlen oder doch spärlichen Vorkommen der Kreideflinte folgert er, daß im Zeitalter dieses Stromes die Kreide noch nicht vom Alttertiär entblößt und der Erosion preisgegeben war. Sehr wichtig ist STOLLEYs Beobachtung, daß bereits im Limonitsandstein, und zwar zusammen mit marinen Fossilien, einzelne Gerölle des lavendelblauen silurischen Hornsteins auf- treten; in der Kieler Sammlung befindet sich ein verkieselter Favosites aus dieser Schicht. Die Zufuhr des baltischen Gesteinsmaterials nach Sylt begann also bereits im Obermiocän. Für die Verbreitung desselben in anderen norddeutschen Tertiär- schichten sowie als Geschiebe im Diluvium führt STOLLEY nach MEYN und GOTTSCHE eine Anzahl Orte in Schleswig- Holstein an, darunter einen Tertiärsand bei Elmshorn (die von MEYN genannten Schichten mit Hornstein bei Mögeltondern auf dem Festland östlich von Sylt sind nach STRUCK nicht reines Tertiär, sondern tertiärkiesreiches Diluvium). Ferner nennt er Mecklenburg, Berlin, Meseritz (Posen) und Arnhem (Holland). Was letzteren Fundort betrifft, an dem MkEyn das fragliche Gestein beobachtet zu haben glaubte, so handelt es sich wohl um ein dem dortigen fluviatilen Diluvium beigefügtes Geröll aus der „Kieseloolithstufe“, die (wie schon STOLLEY erkannte) für das Rheingebiet (wenigstens petrographisch) das- selbe bedeutet wie der Kaolinsand für Norddeutschland. Im östlichen Teil der norddeutschen Ebene sind neuer- dings mehrere als miocän geltende Vorkommen von mehr oder minder kaolinhaltigen Quarzkiesen mit silurischen Geröllen durch DEECKE und KLOSE?) bekannt gemacht bzw. genau untersucht. Solche Vorkommen sind Neddemin, Briest und ) So in seiner Arbeit über die Gerölle des Tertiärs. Später (Quartär und Tertiär auf Sylt, S. 158) bejaht er das Vorkommen creta- ceischer Geschiebe in Gestalt der aus Flintmasse bestehenden „Wall- steine“ Mryns. 2) W. DEECKE: Neue Materialien zur Geologie von Pommern. Mitt. d. Naturw. Vereins f. Neuvorpommern u. Rügen z. Greifswald, Bd.83, 1902. — Derselbe: Das Miocän von Neddemin (Tollense-Tal) und seine silurischen Gerölle.. Ebenda, Bd. 35, 1903. — Derselbe: Geologie von Pommern. Berlin 1907. H. KLose: Beitrag zur Kenntnis des Geröllmaterials in den Miocänablagerungen Norddeutschlands. Mitt. Naturw. Ver. f. Neuvor- pommern, Greifswald, Bd. 36, 1904. ER Podejuch in der Gegend zwischen Angermünde und Stettin, und ferner die miocänen Ablagerungen im Höhenrande west- lich von Danzig. In allen Fällen handelt es sich um Gerölle aus cambrischen Schichten und aus dem oberen Untersilur, hauptsächlich aus der Lyckholmer und Borkholmer Schicht, die von vornherein zur Verkieselung neigt. Immer fehlen Kreideflinte; hingegen treten Gerölle einer Flintart auf, die in den obersten Untersilurkalken von Gotland häufig ist. KLOSE macht darauf aufmerksam, daß die Muttergesteine der siluri- schen Gerölle sich während der Tertiärzeit von Estland aus noch weit nach Westen erstreckten, nämlich unter nördlicher Umgehung Gotlands bis nach Öland und weiter durch das mittlere Schweden bis zum Kattegatt und Skagerrak hin. Die Flüsse jener Zeit führten die haltbarsten Trümmer der ero- dierten Gesteine zunächst nach Süden!) in ein flaches Sumpf- land hinab, das den skandinavischen Schild umgürtete, und von dort vielleicht in mehr westlicher Richtung nach dem miocänen Meere von Schleswig-Holstein-Mecklenburg. Es ist notwendig, die stratigraphische Gliederung des Sylter Kaolinsandes nunmehr näher zu betrachten. Dazu bieten die Profile an der Westküste zwischen Kampen und Westerland die beste Gelegenheit. STOLLEY, der sie wieder- holt sorgfältig studiert hat, kommt zu folgendem Ergebnis: Der untere Teil der Kaolinsandschichten dieser Profile ist echtes, ungestörtes Miocän. Der obere Teil dagegen zer- fällt in zwei Abschnitte: einen Komplex fluviatil umgelagerter Miocänschichten aus der Präglazial- bzw. Pliocänperiode und einen Komplex fluvioglazial umgelagerter Miocän- schichten aus der Schmelzzeit der ältesten Vergletscherung (wobei drei Vergletscherungen angenommen werden). Die fluviatilen Schichten bestehen noch aus reinem Tertiärmaterial und enthalten linsenförmige Toneinlagerungen (z. B. bei Buhne 14 nördlich von Wenningstedt) sowie „Tonellipsoide“, d. h. Ge- rölle von Ton aus zerstörten, etwas älteren Tonschichten des Kaolinsandes. Sie sind vollkommen frei von frischem nordi- schen Gesteinsmaterial. Die fluvioglazialen Schichten, die also bereits dem Diluvium angehören, enthalten hingegen mehr oder minder zahlreiche frische nordische Gerölle, z. B. Flinte, Gneise, Rhombenporphyre usw. Sie werden an wenigen Stellen von Resten der ältesten Grundmoräne begleitet (unterlagert) ') W. DEEckE: Die südbaltischen Sedimente in ihrem genetischen Zusammenhange mit dem skandinavischen Schilde. Centralblatt für Mineralogie, Geologie u. Paläontologie, Stuttgart 1909. | HN SI | und wechsellagern mit Tonschichten, die aus der Umlagerung der ältesten Grundmoräne hervorgegangen sind. Dazu gehören u. a. die grauen, schwarzen und roten Tone in der Kliffbasis bei Buhne 10 (südlich der sog. „Kronprinzentreppe“ bei Wenningstedt). Sowohl die ältesten Grundmoränenreste wie die fluvioglazialen Sande und Tone!) liegen in flachen Mulden, die in dem fluviatilen (pliocänen) Kaolinsand ausgehöhlt sind. An der Oberseite der fluvioglazialen Sandschichten befindet sich eine lückenhafte Zone von Geröllen, die durch Flugsand geschliffen sind und hie und da nesterweise beisammenliegen („Sandschliffzone“). Diese Sandschliffe entstanden im Beginn der ersten Interglazialzeit und finden sich auch an Geröllen in der untersten Lage des sog. „Tuul“, jenes altdiluvialen : Torfes, der nach STOL.LEYs Meinung in der ersten Interglazial- zeit entstand. Der Tuul lagert im Vorstrand bei Buhne 6 und 7 nördlich von Westerland in einer flachen Mulde des Pliocänsandes. Über den fluvioglazialen Sanden mit ihrer Sandschliffzone und ebenso über dem Tuul lagert sodann die sog. „Haupt- moräne“, eine sandige, meist unvollkommen geschichtete Grund- moräne, die von STOLLEY, ZEISE?), PETERSEN?), GAGEL u. a. der „Hauptvereisung“, d.h. zweitältesten Vergletscherung des Landes zugeschrieben wird. Erwähnt sei noch, daß über dieser Grundmoräne noch ein wenig Geschiebesand mit einer jungen Sandschliffzone sowie Heide- und Dünensand lagert. Soweit STOLLEY. Was den „miocänen“ Teil des Kaolinsandes betrifft, so ist er offenbar identisch mit dem Kaolinsand vom Morsumkliff. Dieser liegt auf Limonitsandstein; solange das genaue Alter des Limonitsandsteins nicht festgestellt ist, kann man auch den Kaolinsand nicht klassifizieren. Es mag sein, daß der Limonitsandstein noch obermiocän ist; die Möglichkeit, daß er der belgischen Zone der /socardia cor bzw. den eisen- schüssigen Sanden von Lenham in Kent entspreche, also unter- pliocän sei, erscheint indessen nicht ganz ausgeschlossen, und icb muß gestehen, daß mir die Zuteilung des Kaolinsandes ') STOLLEY, GEINITZ und andere Autoren erwähnen auch Ton- mergel; ich habe solche nicht aufgefunden. 2) OÖ. Zrıse: Beiträge zur Geologie der nordfriesischen Inseln. Schrift. d. naturw. Ver. f. Schleswig-Holstein 1891, Bd. VIl!, H. 2. 3) J. Psrersen: Über die krystallinen G«schiebe der Insel Sylt. N. Jahrb. Min. 1901, I. Derselbe: Untersuchungen über die krystallinen Geschiebe von Sylt, Amrum und Helgoland. N. .Jahrb. Min. 1903, I. Derselbe: Die krystallinen Geschiebe des ältesten Diluviums auf Sylt. Diese Zeitschr., Bu. 57, 1905, Monatsberichte, Nr. 8. zum älteren Pliocän, wie STRUCK sie aus andern Gründen be- fürwortet, durchaus gerechtfertigt erscheint. Bei dieser Ge- legenheit möchte ich auch bemerken, daß die an der West- küste hervortretenden ungestörten Kaolinsandschichten einem ziemlich hohen Horizont des Sandes angehören, da dort nie- mals mariner Limonitsandstein oder gar Glimmerton unter ihnen beobachtet ist. Diese liegen offenbar bedeutend tiefer. MEYN zeichnet allerdings in seinen Profilen Glimmerton in der Kliffbasis und läßt diesen wiederum auf Pfeifenton auf- lagern. Es ist aber klar, daß dieser „Glimmerton“ nichts anderes als der im Pliocän bankweise vorkommende dunkle Süßwasserton ist. Dazu stimmt MEYNs Angabe von Braun- kohlenknorren in diesem Ton. Auch STOLLEY erwähnt in seinen älteren Arbeiten!) „Glimmerton,“ kommt aber später nicht wieder auf denselben zu sprechen und hat ihn anscheinend aufgegeben. Entscheidend scheint mir die Tatsache, daß in dem „Glimmerton“ der älteren Autoren von der Sylter West- küste kein einziges marines Fossil beobachtet ist, ja, daß auch am Strande niemals ausgeworfene miocäne Conchylien gefunden werden, während am Morsumkliffl, wo echter Glimmerton an- steht, beide Fälle häufig sind. Die tonigen Einlagerungen des Kaolinsandes ver- dienen ein besonderes Interesse. Schon STOLLEY beobachtete in ihnen „undeutliche kohlige, an Pflanzensubstanz erinnernde Reste auf den Schichtflächen“. Ich fand 40 m nördlich der Buhne 13 am Roten Kliff eine in der Mitte dunkle, im Hangenden und Liegenden gelb gefärbte Tonbank von ca. Im Mächtigkeit, die mich an Braunkohlenton erinnerte (Fig. 3). Sie war von reinem, nicht mit frisch-nordischem Gestein vermischten Kaolinsand und -kies überlagert und von ebensolchem unter- lagert; etwa 2,80 m über ihr begann die Hauptmoräne. Eine Probe des dunkelgrauen Tones lieferte als Schlämmrückstand feinen Glimmersand ohne nordisches Material, sowie feinen Pflanzendetritus. Dieser ist von Herrn J. STOLLER botanisch analysiert und zeigt nach dessen freundlicher Mitteilung folgende Arten: Pinus (silvestris), zahlreiche Pollen, Picea (excelsa), zahlreiche Pollen, Quercus? 1 Pollen, Betulaceae, wenige Pollen, ferner Gewebefetzen, namentlich Hautgewebefetzen, und Holz- fasern. | ') Geol. Mitt. v. d. Insel Sylt, II, S. 17. Obwohl diese geringe, wenig individualisierte Flora nicht ausreicht, um das Alter und den klimatischen Charakter der Tonablagerung genau zu bestimmen, so läßt sie doch erkennen, daß der Ton schwerlich ins Miocän gehört, sondern zeitlich dem Quartär wahrscheinlich recht nahe steht. Da die Tonbank in den hangendsten Schichten des Kaolinsandes liegt, so rechne ich sie einstweilen zum oberen Pliocän. Ioyss- | Pliocäner Ton mit Pflanzenresten, 40 m nördlich von Buhne 13, im Roten Kliff bei Wenningstedt (Sylt). a Hauptmoräne. b Hangender Kaolinsand. c Pflanzenführender Ton. d Liegender Kaolinsand. % Entnahmestellen der untersuchten Proben. Ein petrographisch ganz gleichartiger, jedoch anders ge- lagerter Ton war im Kliff unmittelbar nördlich von Buhne 10 bei Wenningstedt freigespült. Eine vorsichtig entnommene, vollkommen reine Probe dieses Tones ergab als Schlämmrück- stand ebenfalls feinen Glimmersand ohne nordische Beimischung, und Pflanzendetritus. STOLLER bestimmte daraus: 4 Pollen von Detula, 17 Pollen von Pinus, 12 Pollen von Jcea, 3 stabförmige Diatomeen, 2 Algen, Hautgewebefetzen in zwei Präparaten; eine andere Tonprobe, von der das Etikett verloren gegangen war, die aber meines Erinnerns von der gleichen Stelle stammt, lieferte dieselben Genera und ein Pollenkorn von Quercus. Wir finden also in den Tonen von Buhne 13 und Buhne 10 die gleiche Flora und die gleiche petrographische Beschaffen- heit, und in der Tat gehören beide dem gleichen Horizont an, nämlich dem oberen Pliocän. Damit ist aber STOLLEYS Auffassung unvereinbar, daß der Ton bei Buhne 10 zu den Ausschlämmungsresiduen des ältesten Geschiebemergels gehöre. Nun hat bereits GEinITZ!) den Ton bei Buhne 10 für tertiär erklärt und darauf hingewiesen, daß nur die gewaltigen Auf- pressungen, die das Inlandeis hervorgerufen hat, es so aus- sehen lassen, als sei dieser Ton von einer älteren Moräne unterlagert und von einer jüngeren bedeckt. GEINITZ’ Deutung ist richtig. Das wundervoll klare Strandprofil nach der dies- jährigen Sturmflut ließ folgendes erkennen: Am Südende der fraglichen Stelle erschien unter Glazialsand zunächst eine steile, völlig freigespülte Aufwölbung von schwarzem und rotem Ton, in welchen kleine Geschiebe eingepreßt waren (Fig. 4). Nordwärts stieg dann der schwärzliche Ton, begleitet von leuchtend orangerot gefärbten Schichten, in die Höhe und bildete unter mannigfachen Stauchungen und Verbiegungen den unteren Teil des Kliffs. Über ihm lag glazialer Sand mit welliger Schichtung (ca. 3 m) und über diesem die 2m mächtige „Hauptmoräne“. An ihrem nördlichen Ende war die Tonmasse von ca. 1!;m Geschiebelehm unterfaßt und in zwei Teile auseinandergezerrt. Dieser Geschiebelehm hatte genau dieselbe Beschaffenheit wie die „Hauptmoräne“. Der obere Teil des Tones war zu einem langen, ca. 20 cm starken Bande ausgequetscht, das, von einer dünnen Moränenauflage begleitet, sich ziemlich weit nordwärts erstreckte und schließ- lich unter Auskeilung der glazialen Sande mit der Haupt- moräne vereinigte. Die untere Tonpartie hatte folgende Zu- sammensetzung: Unter dem Geschiebelehm-Mittel lag brauner sandig-steiniger, darunter fetter grauer Ton (zusammen 1 m) und unter diesem (durch Handbohrung festgestellt) grünlicher mittelkörniger Sand (mindestens 2m). Diese ganze Masse zog sich in der Kliftbasis ebenfalls nordwärts, doch war ihr end- !) F.E. Gemitz: Das Quartär von Sylt. N. Jahrb. Min., Beil.- BAR licher Verbleib durch Absturzmassen verdeckt. Aus dem ganzen Profil gewann ich die Überzeugung, daß hier keines- wegs zwei verschiedenaltrige Moränen auftreten, sondern daß der plastische Ton durch die Hauptvergletscherung — die einzige, die ich auf Sylt wirklich sicher bewiesen finde — in die wunderlichsten Formen verzerrt und mit Apophysen der Grundmoräne verschränkt ist. Er ist nichts anderes als ein Fig. 4. Glaziale Quetschfalte des plioeänen Tons im Roten Kliff südlich von Buhne 10 bei Wenningstedt. a Düne. b Ortsteinbank und diluviale Steinsohle. c Hauptmoräne, wenig mächtig. d Glazialsand. e Pflanzenführender Ton (pliocän). unvollkommen assimilierter Bestandteil der Grundmoräne. Derartiges glaziales Gewölle, umgeben von wunderlichen, oft unentwirrbaren Moränenapophysen, kann man auch in den Grundmoränen der Hamburger Gegend auf altem Tonboden häufig beobachten. STOLLEY rechnet den in der Kliffbasis bei Buhne 10 auftretenden Geschiebelehm zur ältesten Ver- eisung und hält den Ton für jünger. Ich beobachtete indessen, daß Geschiebelehm und Ton derart miteinander verknetet waren, daß man ein höheres Alter des Tones notwendig an- nehmen muß. Besonders an einer Ende Oktober 1909 frei- 4” gespülten Stelle des Vorstrandes war zu sehen, daß STOLLEYS älterer Geschiebelehm Schlieren des Tones umschloß. Einige dieser Schlieren waren ungewöhnlich schwarz und humos. In fünf Präparaten daraus zählte Herr STOLLER: Corylus 2 Pollen, Pinus 2 Pollen, Betula 2 Pollen und sehr viele vollständig desorganisierte, nicht mehr be- stimmbare Pflanzenreste. Das Ergebnis dieser Untersuchungen wäre also, daß im oberen Teile des Kaolinsandes, und zwar in den bereits von STOLLEY als pliocän bzw. präglazial gedeuteten Schichten, Toneinlagerungen mit Überresten einer Flora auftreten, die ein jedenfalls nicht boreales, sondern mindestens gemäßigtes Klima beweist. Auch die petrographische Beschaffenheit dieser Toneinlagerungen sowie ihrer sandigen und kiesigen Begleit- schichten zeigt noch keine Mitwirkung der glazialen Agenzien, weder aus der Nähe noch aus der Ferne; sie schließt sich vollkommen dem Tertiär an. Die Schichten bilden daher den Abschluß der Tertiärformation und müssen als pliocän be- zeichnet werden. Eine schwierige Frage ist nun diejenige nach dem Ver- hältnis dieser Pliocänschichten zum „Tuul“. Wir haben ge- sehen, daß bei Buhne 13 Ton mit Pflanzenresten liegt; weiter südwärts, bei Buhne 10, zeigt sich derselbe Ton im Verein mit Moorerde. Noch weiter südlich, zwischen Buhne 7 und 6 steht wirklicher Torf, der „Tuul“!) an, und dieser Tuul ent- hält Reste der Fichte, deren Pollen auch für den Ton charak- teristisch sind. Dies Verhältnis läßt eine zusammenhängende Entwickelung vermuten. Der Ton und die Moorerde ist aber pliocän, der Tuul gilt als interglazial. Das ist eine Dissonanz. Um über die Sache klar zu werden, ist es nötig, die ganze Verbreitung des Tuuls und sein Hangendes und Liegen- des zu studieren. STOLLEY hat es höchst wahrscheinlich ge- macht, daß der Tuul bei Buhne 6 unter den Geschiebesand des Kliffs einfällt. Das ist in der Tat der Fall. Der Tuul erreicht zwar bei Buhne 7 das Diluvialkliff noch nicht, sondern keilt sich bereits im Untergrunde des flachen Vorstrandes aus. Auch bei Buhne 6 wird er landwärts sehr schwach. Eine unmittelbar im gelben Geschiebesand am Oberende der Buhne !) Tuul bedeutet im Syliringer Friesisch nur Seetorf. Landtorf gibt es nicht auf der Insel; die moorigen Plaggen heißen Terf. Als geologischer Terminus möge Tuul auch für den Torf im Landuntergrund gelten. on ING) angesetzte Handbohrung faßte jedoch in 2,5 m Tiefe eine sehr sandige schwarze Schicht von ca. 0,5 m Mächtigkeit, die ich als Fortsetzung des Tuuls betrachte. Erkundigungen bei Westerländer Brunenbohrern!) ergaben dann, daß der Tuul von dieser Gegend des Kliffs sich unter Geschiebesandbedeckung durch einen großen Teil der Stadt Westerland bis nach Tinnum erstreckt. Man traf ihn 1. in der Bohrung 1 des Wasserwerks am ÖOstfuß der hohen Düne bei Buhne 6 in 4,9—5,9 m Tiefe. 2. beim Hause des Buhnenarbeiters WITTMAAK (400 m südlich von 1) in ca. 3,6 m Tiefe. 3. Steinmannstraße, Villa „Ägir“ und Villa Klein (270 m . südlich 2) in ca. 4 m Tiefe. Herr ©. JANSEN glaubt sich zu erinnern, daß bei Villa „Ägir“ der Tuul ca. 7 m mächtig ge- wesen sei. 4. Norderstraße, Villa Sievert (140 m südöstlich 3) in ca. 4 m Tiefe. 5. Norderstraße, Villa „Sophie Elise“ und „Alfriede“ (200 m südlich 4) in 5—6 m Tiefe. Bei Villa „Alfriede“ folgte unter dem Tuul erst schlammiger Sand mit schwarzen Körnern und dann gröberer weißer Sand mit weißen Sprenkeln (Kaolinsand) bis 30 m Tiefe. 6. Stephanstraße, Kurhaus (ca. SO m südöstlich von 5). Eine Anzahl Bohrungen zur Untersuchung des Baugrundes traf nach A. CHRISTIANSEN: 0 —1 m Mutterboden. 1 2,20 - Sand, zu unterst Kies, mit eckigen Steinen ver- schiedener Art, durchweg nicht größer als ein Zweimarkstück?). 5 2,20—4,40 - Tuul, sehr fest, mit „Eichenholz“. Darunter: fester weißer Sand (Kaolinsand). 7. Stephanstraße, Postamt (ca. SO m südöstlich von 6); Tuul in geringer Tiefe. Näberes nicht mehr bekannt. 8. Kjeirstraße, Grundstück MATZ PETERSEN (230 m nord- östlich von 6). Tuul in ca. 2—3 m Tiefe. 9. Zwischen den Hedigen, Dr. Ross’ Kinderheim (320 m östlich von 8). Tuul in ca. 2—3 m Tiefe. !) Mit Dank nenne ich als meine Gewährsmänner für die folgenden Angaben Herrn A. CHRISTIANSEN, Damenbadstraße 10, und Herrn C. Jansen, Paulstraße 10. 2) Herr A. CHRISTIANSEN besichtigte Ende November 1909 auf meine Bitte die Ausschachtungen für den Kurhaus-Anbau und schrieb mir, daB er größere Geschiebe nicht gefunden habe. ST Ye = 10. Zwischen den Hedigen, Gartengrundstück (früher HaMAnNscher Garten) gegenüber 9, südlicher Brunnen. Profil nach ©. JANSEN: ca. 3—4 m gelber, unten weißer Sand. Dann etwas blauer Schlick mit Muscheln, angeblich Seemuscheln, und zwar blaue „Pfahlmuscheln“ und weiße Muscheln (Mytilus und Cardium?); darunter sehr fester Tuul mit Haselnüssen und Holz, der mit etwa 10 m Mächtigkeit nicht durchbohrt war!). Eine nur 8m nördlich hiervon angesetzte zweite Boh- rung traf keinen Tuul an, sondern nur Sand; sie ist zu dem jetzigen Rohrbrunnen ausgebaut. 11. Tinnum, in der grabenartigen Rinne vor dem „Königs- kamp“, an der Südseite der Chaussee nach Westerland (1000 m südöstlich von 10). Profil nach C. JANSEN: 0 — 2,50 m Sand. 2,50— 3,00 - Tuul. 3,0 —15,00 - und tiefer: sehr fester schwarzer Ton, nach dem Trocknen dunkelblau, vollkommen steinfrei, fossilleer . und kalkfrei (der Beschreibung nach Glimmerton oder pliocäner Ton). Betrachtet man die Form dieses Verbreitungsgebietes, so fällt der Umstand auf, daß es durchweg niedrig gelegen ist. Keiner der Bohrpunkte liegt höher als 5 m über N.N., und der Tuul hat somit auch im Lande überall dasselbe Niveau wie im Vorstrand zwischen Buhne 6 und 7. Ich habe eine große Zahl von Bohrprofilen aus den benachbarten höheren Ortsteilen von Westerland gesammelt; aber in ihnen allen findet sich keine Spur von Tuul. Insbesondere fehlt der Tuul in dem ganzen Querprofil von Westerland bis Munkmarsch, das die bis etwa 30 m tiefen Bohrungen des Wasserwerkes darstellen, mit Ausnahme der niedrig gelegenen Bohrung 1. Die Tinnumer Marsch (0,2 — 0,6 m über N.N.) sendet einen Ausläufer nach Nordwesten durch die Mitte von Westerland bis über die Gegend des Bahnhofs und des Kurhauses hinauf. In alter Zeit drangen die Sturmfluten bis dorthin vor, in neuerer (seit Erbauung des Deiches, der eine sehr enge Durchfluß- öffnung für das Binnenwasser hat) stauen sich hier oftmals die I) Dies Profil ist sehr auffällig und verdiente Nachbohrung, da leider keine Bohrproben aufbewahrt sind. Im Sylter Pliecän fehlt bis jetzt jede Spur von Meeresabsätzen. Deshalb vermute ich, daß die hier im „Schlick* beobachteten Muscheln solche des süßen Wassers sind. An Alluvialschlick und -Tuul ist an dieser Stelle nach den Oberflächen- formen kaum zu denken. Die große Mächtigkeit des Tuuls im ersten Bohrloch und sein plötzliches Aussetzen im zweiten scheint mir auf glaziale Stauchung zu deuten. un Ha Wässer der Schneeschmelze hoch auf. Die Tuulvorkommen 5 bis 8 und 11 liegen also sämtlich in einem rezenten Inun- dationsgebiet, 1 bis 4 in der etwas höheren nördlichen Fort- setzung desselben. 9 und 10 befinden sich am Rande einer kleinen, nach Südwesten mit diesem Gebiet zusammenhängenden Geländemulde. Berücksichtigt man nun, daß nirgends auf dem Tuul Geschiebelehm beobachtet ist, sondern stets nur Sand mit recht kleinen Geschieben!), so liegt die Folgerung nahe, daß der Tuul überhaupt nicht diluvial oder pliocän, sondern postglazial ist. Die Einheimischen sind denn auch der Ansicht, daß der Tuul unter der Niederung nach Südosten bis zum Süderhaff durchstreiche und mit den dortigen Tuul- bänken („Tuulbänke“ der Steidum-Bucht auf den Karten) ‘ zusammenhänge. Ebenso soll aber der von HARTZ und STOLLEY als alluvial angesehene Tuul in der See beim Wester- länder Damenbade unter den Dünen südlich der Stadt nach den Tuulbänken im Süderhaff hinüberstreichen. Dieser Tuul vor dem Westerländer Damenbade ist früher eifrig gegraben worden und galt als Brennmaterial für weit besser als der Tuul bei Buhne 6. Die Einheimischen bemerkten deutlich, daß er von letzterem artverschieden war’). Auch liegt er in einem Gebiet, wo das Quartär im Kliff unter Strandniveau herabgesunken ist. Es befindet sich dort bereits alluvialer Marschklei mit Überresten alter Wohnstätten, z. B. Brunnen- kränzen, die bei sehr niedrigen Ebben und Entsandung des Vorstrandes zutage kommen. Es weisen aber dennoch mancherlei Erscheinungen darauf hin, daß zwar dieser Tuul und der Tuul im Süderhaff post- glazial, der Tuul unter Westerland aber höheren Alters und nicht, wie die Einheimischen vermuten, mit ersterem zusammen- hängend ist. Zunächst die Beschaffenheit und Mächtigkeit der hangenden Schichten. Man könnte sie freilich zur Not als Gehängeschutt erklären, der von den benachbarten Diluvial- erhebungen, z. B. dem flachen Hügel, der das Wasserwerk trägt, dem höheren Gelände im westlichen und östlichen Stadt- teil sowie der Heide zwischen Westerland und Wenningstedt, herabgewandert wäre. Allein die Böschungen aller dieser Erhebungen sind so sanft, und die Deckschichten des Tuuls sind so mächtig, daß diese Erklärung einen sehr langen Zeit- raum voraussetzen würde, länger wohl als das Höchstmaß der !) Auch im Kliff bei Buhne 6 nur Geschiebe bis Faustgröße. 2) Mitteilung von Herrn MıcnueL Boy CHRISTIANSEN, der früher selbst Tuul gegraben hat. Ba ae für die Tuulbildung in diesem Falle klimatisch überhaupt in Betracht kommenden Postglazialzeit. Wir kennen zwar in der Jungendmoränen-Landschaft kleine Moore, die von steilen Hügeln her fast ganz mit Gehängeschutt überströmt sind, aber schwerlich so mächtig bedeckte Moore zwischen flachen Er- hebungen. Auch zeigt es sich, wie STOLLEY geschildert hat, daß die lehmige Moräne des Roten Kliffs nach Süden ab- schwillt und in eine unansehnliche Bank von steinigem Sand übergeht, der bei Westerland als Repräsentant einer ganzen Vergletscherung den Kaolinsand und Pfeifenton bedeckt. Wenn also auf dem Westerländer Tuul auch kein Geschiebelehm und kein Blocksand liegt, sondern nur Kleingeschiebesand, so kann dieser gleichwohl echte Moräne sein. Dazu kommt, daß man die für den Tuul bezeichnende Fichte, Prcea excelsa, nur aus pliocänen und interglazialen Ablagerungen Schleswig- Holsteins kennt, nicht aus jüngeren Mooren!). Und endlich ist in den WesterländerBrunnen niemalseinGeschiebe- lehm oder Geschiebesand im Liegenden des Tuuls getroffen, sondern stets zunächst mooriger feiner Sand und dann typischer Kaolinsand. Auch bei meinen Bohrungen und Schürfen in der Kliff- basis bei Buhne 6 fand ich unter dem Geschiebesand zunächst steinfreien weißen Sand, dann erst den Tuul (Moorerde) und darunter wieder steinfreien Sand. Ebenso fand ich bei einer Durchgrabung des Tuuls im Vorstrande zwischen Buhne 6 und 7 im Tuul selbst und in dessen unmittelbarem Liegenden nicht das kleinste nordische Geschiebe. Anders STOLLEY. Er trieb zwischen Buhne 6 und 7 mehrere Bohrlöcher durch den Tuul hindurch und fand im Tuul selbst noch diluviales Material. Seine Beobachtungen sind so wichtig, daß sie hier wörtlich zitiert seien: „Mehrere durch den Tuul in seiner ganzen Mächtigkeit hindurchgestoßene Löcher ergaben übereinstimmend unter dem Tuul moorigen Quarzsand mit von oben nach unten allmählich abnehmendem Reichtum an moorigen Bestandteilen und deutlichen Pflanzenresten, unter gleichzeitiger Zunahme hellerer Färbung der Sande, welche sich bald als ein völliges Äquivalent ) N. Hartz: Den submarine Törv („Tuul“) pä Sylt. Meddelelser fra dansk geologisk Forening, Nr. 9, 1903. — Eine vollständige bota- nische Analyse des Tuuls ist sehr zu wünschen. Bemerkenswert ist, daß Hartz 1907 in ihm Brasenia und Dulichium entdeckte. 2) Sie fehlt auch (nach HArTz) vollkommen in dem jüngeren Tuul vom Damenbad Westerland, von Rantum und Hörnum. Im Tuul von Hörnum fand FRIEDEL neolithische Geräte! SER RO der weißen Quarzsande des unteren Diluviums [= fluviatil, nicht fluvioglazial aufgearbeiteter Kaolinsand nach STOLLEY, WFF]| herausstellten. Die Bohrungen ergaben zugleich eine Mächtigkeit des Tuuls von 1,5 bis 2 m; sie ergaben ferner die bemerkenswerte Tatsache, daß die untersten Lagen des Tuultorfes zahlreiche kleinere Geschiebe beigemengt enthalten, unter denen sowohl krystallinische Gesteine verschiedener Art als auch Kreideflintsteine, Quarzite, die meisten durch Humus- säuren gebleicht und zerfressen, und schließlich ganz besonders weiße Quarze, wie sie das alte Diluvium Sylts und seine Sandschliffzone charakterisieren, unterschieden werden konnten. Auch im Tuul ist ein großer Teil dieser Geschiebe, besonders der weißen Quarze, deutlich sandgeschliffen, so daß hier un- verkennbare Andeutungen dieser für das alte Diluvium Sylts so charakteristischen Sandschliffzone vorliegen. Ebenso zeigten die westlichsten Lagen des bei Buhne 6 steil aus dem Strand- sande emporragenden Tuuls eine gleich starke Beimengung solcher Geschiebe, wie die Bohrungen sie ergaben. ein Beweis, daß hier tatsächlich die tiefsten Schichten des interglazialen Moores entblößt lagen.“ Wenn in der Tat Geschiebe von nordischen krystallinen Eruptivgesteinen primär im Tuul stecken, so zwingen sie zu der Annahme, daß entweder eine Glazialzeit bereits dagewesen war (wie STOLLEY folgert), oder daß doch in Skandinavien die Vergletscherung schon so mächtig entwickelt war, daß starke Flüsse mit grobem nordischen Geschiebe bis nach Sylt gelangten; ja, um letzteres zu ermöglichen, mußte die Ver- gletscherung wohl schon über Skandinavien hinausgewachsen sein. Es besteht kein Grund, die tatsächlichen Wahrnehmungen STOLLEYsS zu bezweifeln, und die einzige Möglichkeit, ein pliocänes, den benachbarten pflanzenführenden Tonen ent- sprechendes Alter des Tuuls mit der Geschiebeführung in Einklang zu bringen, besteht darin, die letztere auf Rechnung nachträglicher Einpressung zu setzen. Es könnte dem Tuul ergangen sein wie dem Ton von Buhne 10, in den das Gletschereis von oben, von den Seiten und sogar von unten Moränenschlamm und flüssigen Sand injiziert und Gerölle und Geschiebe eingedrückt hat. Der Tuul ist ja sichtlich gestaucht; denn er liegt keineswegs horizontal, sondern stellenweise stark geneigt. Daß unter anderen auch sandgeschliffene Geschiebe eingemengt sind, wäre nicht weiter befremdlich. Immerhin bedarf diese Frage noch weiterer Untersuchung, ehe eine sichere Antwort hinsichtlich des Zusammenhanges der pliocänen pflanzenführenden Tone mit dem Tuul gegeben ar! 58 7 werden kann. Mir persönlich ist ein Zusammenhang höchst wahrscheinlich. Blicken wir von Sylt nunmehr nach den Nachbarinseln und nach dem Festlande, um die weitere Verbreitung der Kaolinsande und Süßwassertone zu erkunden. Kaolinsand ist mir in Schleswig-Holstein nur noch an einer Stelle in typischer Ausbildung anstehend bekannt ge- worden, nämlich in der Tiefbohrung Fiel, südöstlich von Heide (Dithmarschen). Diese Bohrung ist dadurch bemerkens- wert, daß sie die auf Sylt (Morsumkliff) durch glaziale Lagerungsstörungen entstellte Aufschichtung des Kaolinsandes auf marinem Öbermiocän bestätigt. Das Profil wurde nach kleinen und nicht absolut reinen, aber doch deutlichen Proben aufgestellt. Das Bohrverfahren bei industriellen Tief- bohrungen pflegt das „Deckgebirge“ nicht mit derselben Schonung zu behandeln wie das feste Gestein, und wenn deshalb Proben aus dem Tertiär ein wenig diluviale Bei- mischung zeigen, so darf das den Beobachter nicht beirren. Die Schichtenfolge von Fiel ist: 077270 m Ouartan | 27 — 35,5 - zıemlich feiner grauer Quarzsand, an- scheinend sekundär bitumenisiert (die Bohrung liegt im Erdölgebiet). 3. 835,5 — 42,6 - grober hellgrauer kaolinhaltiger Quarzsand; Probe mit wenig nor- dischem Material verunreinigt. I 4. 42,6 — 44,2 - feiner schneeweißer, sehr kaolin- reicher Sand. 5. 44,2 — 56,7 - grober hellgrauer Quarzsand (nor- dische Verunreinigung). 6. 56,7 — 60,1 - unreiner grauer sandiger Kaolin. 7. 60,1 — 66,4 - weißer kaolinreicher Sand, etwas } Pliocän. glimmerbaltig. 8. 66,4 — 92,5 - grauer Quarzkies (Quarze, Quarzite, quarzitische Sandsteine; einzelne frische Flint- und Feldspatstückchen sind offen- bar diluvialer Nachfall; dieser Nachfall findet sich noch bis Schicht 13 hinab!). 9. 92,5 —101,5 - feiner grauer toniger Sand, glimmer- reich, mit Schwefelkies-- und Holz- stückehen. 10. 101,5 —139,07 - feiner, etwas glimmerhaltiger Sand von grünlichbrauner Farbe. 07—166,2 - grauer Tonmergel, fossilleer. \ 112 139 166,2 —209,5 - Glimmerton mit Conchylien Obermiocän)). !) Der Bohrmeister gab für die Grenzzone von Pliocän und Ober- miocän folgende den Probenbefund ergänzenden Notizen: „189,07 bis 139,87 m fester Tonstein. 139,87—166,20 m graugrüner sandiger Ton. 13. 209,5 —260,0 m feiner grauer Sand, etwas tonig, mit Schalspuren. Mittelmiocän ? 14. 260,0 —331,5 - grauer Tonmergel mit Schalfragmenten; letztere noch nicht bestimmt, anscheinend mittelmiocän. 15. 332 —396,5 - dunkelgrauer toniger Feinsand, | Fauna noch sehr glimmerreich, kalkhaltig. | nicht genau 16. 396,5 —432,5 - schwarzer bituminöser toniger | bestimmt, Sand mit Fossilien. anscheinend 17. 432,5 — 485,5 - graubrauner bis grünlicher bitumi- | älteres nöser fossilreicher Sand. Miocän? 18. 485,5 —550,5 - dunkelgrauer Tonmergel mit Fossilfragmenten, darunter eocäne und ältere Schichten. Was die Süßwassertone des Pliocäns betrifft, so hat STRUCK!) einen im Bahndurchstich durch den Stollberg nörd- lich von Bredstedt (Nordfriesland) offengelegten Ton mit Diatomeen und ÖOstracoden dieser Stufe zugerechnet. Der Ton (großenteils ein ganz leichter kalkfreier Diatomeenpelit) steht in Verband mit feinen weißen (Juarzsanden, in denen spärliche rote Feldspatkörner auftreten. Die Sande sind zwar kalkfrei, petrographisch indessen entschieden diluvial.e. Ob nun der Diatomeenpelit älter ist, steht dahin. Die Lagerung ist höchst verworren und zeigt ähnliche Schuppentextur wie das Morsum- kliff. Es sind aber im ganzen Bredstedter Plateau alte Ton- schichten verbreitet. Ein Teil derselben, z. B. bei Breklum und Sönnebüll, erweist sich durch seinen Fossilinhalt als ober- miocän (Glimmerton); ein anderer Teil ist ersichtlich jünger und petrographisch vollkommen identisch mit dem dunklen Sylter Süßwasserton. Der Diatomeenpelit bildet anscheinend eine besondere Facies dieser letzteren Gruppe. Herr STOLLER hat zwei Proben desselben floristisch untersucht und folgendes gefunden: Probe 1: Diatomeen (discusförmige und stabförmige, nicht näher bestimmt). Algenfäden. Farnsporangien: 2 Annuli. Myrica (Gale), Pollen, häufig. Betulaceae, Pollen, selten. Pinus, Pollen, häufig. Picea, 4 Pollen. 166,20— 166,85 m fester Tonstein. 166,85—171,50 m graugrüner Ton. 171,50— 172,30 m fester Tonstein. 172,30—180,50 m fetter graugrüner Ton. 180,50—209,50 m braungrünlicher Ton mit Muscheln.“ ) R. STRUCK: Neue Beobachtungspunkte tertiärer und fossil- führender diluvialer Schichten in Schleswig-Holstein und Lauenburg. Mitteil. geogr. Ges. Lübeck, 2. Reihe, Heft 22, 1907. — Derselbe: Übersicht der geologischen Verhältnisse Schleswig-Holsteins. Fest- schrift 17. Deutsch. Geographentag Lübeck 1909. er 60 us Probe 2: Diatomeen (andere Formen als bei 1). Myrica Gale, Pollen. Betulaceae, Pollen. Pinus, Pollen. Picea, Pollen. Diese Flora würde zur Sylter Pliocänflora sehr wohl passen, ist aber an sich keiner bestimmten Formation eigen- tümlich. Demselben Höhengebiet gehört das geheimnisvolle Drels- dorfer Braunkohlenflöz an; es soll sehr flach lagern und könnte für Pliocän oder Diluvium in Betracht kommen, doch fehlt jede nähere Kunde. Weiter gegen Südosten liegt an der Eider der Höhenzug Stapelholm. Dort kam bereits beim Bau der Eisenbahn Schleswig— Friedrichstadt ein dunkler, von Diluvium bedeckter Ton zum Vorschein, der indessen fossilleer war. Neuerdings ist solcher Ton an der Südseite des großen Einschnittes der Rendsburg—Husumer Bahn abermals in einer kurzen steilen Aufpressung aufgeschlossen. Er steht wie der Ton von Bredstedt mit kalkfreiem weißen Quarzsand in Ver- bindung, der spärliche rote Feldspatkörner enthält. Während eine erste Probe des Tones von dieser Stelle fossilleer war, fand STOLLER in einer zweiten Blattfragmente von mehreren Hypnum-Arten, ferner Hautgewebefetzen, die möglicherweise auf Gramineen bezogen werden könnten, und fraglich Pollen von Picea. Von diesem Ton läßt sich also eine Analogie wohl mit dem Bredstedter Ton konstruieren, mit dem Sylter aber nur in Frage stellen. Endlich habe ich noch einen sehr humosen Ton aus der Moräne des Emmerleff-Kliffs bei Tondern und Proben von den beiden Tonschollen im Gotingkliff auf Föhr geschlämmt, um sie mit dem Sylter zu vergleichen. Der Ton von Emmerleff lieferte jedoch nur vollständig desorganisierte Pflanzensubstanz und ist wohl miocäner Braunkohlenton; der Ton vom Goting- kliff enthielt überhaupt keine Fossilien. STOLLEY hält ihn für altdiluvial (in gleicher Deutung mit dem Ton von Buhne 10 bei Westerland). Herr H. PHILIPPSEN-Flensburg, der Begründer der naturwissenschaftlichen Sammlungen des Föhrer Museums, machte mich indessen darauf aufmerksam, daß in der Nähe ein Cetaceenknochen, gleich denjenigen des Glimmertons, und auch Limonitsandstein gefunden sei, daß man also vielleicht an tertiäres Alter denken müsse. Dies erscheint mir insofern nicht unwahrscheinlich, als ich im Schlämmrückstand der beiden Tonproben keinerlei frisches nordisches Material gefunden habe. u ON In Schleswig-Holstein sind sodann von einigen Autoren, namentlich von FRIEDRICH'), gewisse Braunkohlensande und -kiese der Lübecker Gegend als pliocän angesprochen. Ein sicherer Beweis ist indessen nicht erbracht. Die Schichten liegen auf älteren marinen Miocänsanden und -tonen und können ein Äquivalent des obermiocänen Glimmertons der Hamburger Gegend sein, der ja durch seinen oft beträchtlichen Gehalt an humoser Substanz und eingeschwemmten Hölzern die Nähe eines festländischen Braunkohlensumpf-Gebietes anzeigt. Wahrscheinlich jungpliocän und im Alter voliständig den Tonschichten von Sylt, ev. dem Tuul entsprechend ist aber der von MÜLLER und WEBER beschriebene Torf und moorige Feinsand von Lüneburg’). Ob auch der Töck von Helgoland mit seiner eigentümlichen Flora (Juglans-Arten, Ilex)?) diesen Vorkommen anzureihen ist, bedarf noch der Aufklärung. Analogieen scheinen auch die sog. Bernstein- und Holztrümmer- schichten der Insel Hveen, die alten Süßwassersedimentschollen im diluvialen Untergrunde des Kopenhagener Freihafens und die bekannte Waldschicht von Cromer in Ostengland zu bieten, doch kann dies erst erörtert werden, wenn die Sylter Pliocän- flora vollständiger erforscht ist. An der Diskussion zum Vortrag des Herrn SIEGERT beteiligten sich die Herren LEPPLA, FLIEGEL, GRUPE und der Vortragende, zum Vortrag des Herrn SOLGER die Herren WAHNSCHAFFE, WEISSERMEL und der Vortragende, zu dem des Herrn WOLFF die Herren GAGEL*), BERG und der Vor- tragende. Herr WAHNSCHAFFE bemerkt zu dem Vortrage des Herrn SOLGER, daß er der Ansicht des Herrn SOLGER hinsichtlich der Entstehung älterer Dünen durch Ostwinde !) P. FRIEDRICH: Der geologische Aufbau der Stadt Lübeck und ihrer Umgebung. Beilage zu Programm 967 des Katharineums zu Lübeck 1909. (Dem 17. Deutschen Geographentag gewidmet.) 2) G. MÜLLER und C. A. WEBER: Über eine frühdiluviale und vorglaziale Flora bei Lüneburg. Abhandlungen d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt, Neue Folge, Heft 40, 1904. 3) Die zurzeit vollständigste Darstellung der Flora des Töcks findet man bei Hartıer: Helgoland unter deutscher Flagge, Hamburg 1892, S. 320—331. — Ich habe früher (diese Zeitschr., Bd. 5%, 1903, S. 116) den Töck für postglazial erklärt, habe jetzt aber Bedenken gegen diese Deutung. *) Die Diskussionsbemerkungen des Herrn GAGEL erscheinen in etwas erweiterter Form als Briefliche Mitteilung in diesem Monats- bericht (vergl. S. 81). keineswegs ablehnend gegenübersteht, doch glaubt er, die von ihm behauptete Bildung des Wilhelmshagener Dünenzuges durch Nordwestwinde aufrecht erhalten zu können. Den Beweis dafür leitet er ab aus dem KEinfallen der Schichten des Dünensandes am Eichberge bis zu 32° nach Südost und aus dem Umstande, daß die Steilseite des Püttberges nach Südost, die Flachseite nach Nordwest gelegen ist. Dazu kommt ferner, daß die Talsandfläche bei Wilhelmshagen vollkommen glatt und eben ausgebildet ist, während sie im Nordwesten zwischen Rahnsdorfermühle und Fichtenau viele unregelmäßige Einsenkungen besitzt, so daß es den Anschein hat, als ob z. T. unmittelbar aus dieser Fläche der Sand, der den Dünenzug bildet, ausgeweht worden ist. Der ganze 3,5 km lange Dünen- zug, der keineswegs in mehrere Bogendünen zerfällt, zeigt viele Unregelmäßigkeiten und Höhenunterschiede an seiner Oberfläche; deutliche Bogenformen jedoch sind darin nicht zu erkennen. Diese Unregelmäßigkeiten erklären sich teils durch Erosion der Regenwässer, teils durch Auswehungen und Um- lagerungen, denen der Dünenzug später ausgesetzt gewesen ist. Der kleine untergeordnete, sich nach Westnordwest erstreckende und nach Nordost gerichtete Steilabhang südlich der Eisenbahn erklärt sich ganz ungezwungen als Leeseite durch die spätere Einwirkung von Südwestwinden, in keinem Falle aber durch Ostwinde. Herr SOLGER bemerkte: Die Erklärung des steilen Nord- abfalles am Püttberge durch Erosion oder nachträgliche Ver- änderungen ist unwahrscheinlich, da dieser Ausläufer keines- wegs zernagte Formen zeigt; vor allem müßte man solche Ein- flüsse aber in noch höherem Maße für den Südostabhang an- nehmen, wie das auch in der WAHNSCHAFFEschen Arbeit ge- schieht. Damit würde alles, was gegen die Bedeutung des steilen Nordabfalles gesagt wird, zugleich die Bedeutung des steilen Südostabfalles entkräften, also der Nordwestwindtheorie Boden entziehen. Wenn im Nordwesten des Dünenzuges Aushöhlungen im Boden des Talsandes vorkommen, so will ich nicht bestreiten, daß sie vom Winde herrühren. Ich selbst halte an anderen Stellen solche Höhlungen für Winderosion. Aber es ist un- möglich, zu sagen, wo der dort fortgewehte Sand hinge- weht ist. Es fehlt jeder Anhalt dafür, daß er gerade in dem vorliegenden Dünenzuge zu suchen sei, zumal diese Dünen nicht auf den Talsand beschränkt sind, sondern auch auf das nördlich anschließende Plateau hinaufreichen. Andererseits ist —ı 63 m gerade bei der Annahme von Ostwinden die Ablagerung von Dünensand an dieser Stelle sehr erklärlich, denn hier lag der Windschatten der genau östlich sich erhebenden Kranichberge. Bezüglich der von Herrn WEISSERMEL herangezogenen Prignitzer Dünen verweise ich auf meine eingehendere Arbeit, ın der auch diese Verhältnisse gestreift werden. Herr W. WOLFF erwiderte auf die Ausführungen des Herrn GAGEL etwa folgendes: Der Ansicht, daß auf Sylt zwei Fig. 5. Teilung der Hauptmoräne am Kliff ca. 150 m nördlich der Kronprinzentreppe bei Wenningstedt. Die vom Dünensand g bedeckte Hauptmoräne a grenzt gegen den Glazialsand c mit einer Brauneisensteinkruste b. Nach links keilt sich c aus und 5 verliert sich ebenfalls, so daß bei %X zwischen der oberen Moränenbank a und der unteren Bank d keinerlei Scheidung zu finden ist. e ist ein tieferer Glazial- sand, f eine noch tiefere Moränenbank. altersverschiedene Moränen vorhanden sind, kann ich nicht beitreten. Wenn Herr GAGEL Profile gesehen hat, aus denen diese Ansicht sicher hervorgeht, so möchte ich bemerken, daß ich andere Profile gefunden habe, an denen bestimmt nachzu- _ weisen ist, daß die „Hauptmoräne“ sich spaltet und Apophysen bildet, die den Eindruck hervorrufen, als seien stellenweise Zn le ee zwei selbständige Moränen entwickelt. Ich habe die von STOLLEY, GEINITZ u. a. verschiedenartig erklärten kritischen Punkte genau betrachtet und finde sie sämtlich nicht eindeutig zugunsten der Zweimoränenhypothese verwertbar. Es würde am heutigen Abend zu weit führen, wenn ich diese Verhältnisse ausführlich darlegen würde. Ich muß mich darauf beschränken, ein charakteristisches Bild von der Spaltung der Hauptmoränen- bank vorzulegen. (Vgl. Fig. 5.) Redner ergänzte seinen Vortrag noch durch die Mitteilung, daß nördlich von Kliffende bei Kampen unter der fortgerissenen Düne alter Marschboden freigespült ist, der noch die Fährten von Schafen und Rindern erkennen läßt und nur 15 cm unter mittlerer Hochwasserlinie liegt. Das Alter dieses Marschbodens (sandiger Schlick und Moorerde) kann nicht gering sein, denn die ganze breite Dünenzone ist darüber hinweggewandert. Wenn trotz der hierbei erfolgten Pressung der Marschboden noch fast in ordinärer Fluthöhe liegt, so gibt das einen neuen Beweis dafür, daß unser nordfriesisches Küstengebiet nicht, wie neuerdings behauptet wird, auch in den letzten Jahr- hunderten noch in Senkung begriffen ist. Was ferner die als „interglazial“ gedeutete Austernbank am Panderkliff bei Munkmarsch betrifft, so ist nach Erkundi- gungen an Ort und Stelle deren Ablagerung auf folgenden Vorgang zurückzuführen: In den fünfziger Jahren des vorigen Jahrhunderts wurde ein Blankeneser Austernfischer des Winters im Watt von strengem Frost überrascht und fror ein, ehe er fortsegeln konnte. Der Fang verdarb und wurde im Frühjahr aufs Panderkliff gebracht. Dort liegen die Schalen im Blei- sand über dem jüngsten ÖOrtstein. — An interglaziales Alter ist schon deshalb nicht zu denken, weil die Schalen in dem durchlässigen Sand längst vergangen wären. Ve W. (07 BELOWSKY. RAUFF. BARTLING. 1. Zur Geologie des südlichen Graubündens. Von denHerren HErMAnN L.F. MEYER und OTTO A. WELTER. Mit 3 Textfiguren. Gießen und Bonn, den 27. November 1909. Im Frühjahr und Herbst 1909 haben wir über die Geologie der Berge östlich und westlich des Schamser Tales im südlichen Graubünden zwei Spezialarbeiten!)?) veröffentlicht. Nachdem sich dadurch ergeben hat, daß der komplizierte Bau beider Talseiten durch das Auftreten der lepontinischen Überschiebungen bedingt ist, möchten wir jetzt in einigen Profilen unsere Resultate zusammenfassen. Wir glauben dies um so eher tun zu müssen, als unsere Auffassung mit derjenigen C. SCHMIDTS’) (S.574) in Widerspruch steht; sollen doch nach diesem Autor die lepontinischen Decken zum Teil in der Rheintalnarbe versenkt liegen und demnach südlich des Rheintales nicht mehr auftreten können. Figur 1 soll die Verhältnisse unseres engeren Arbeits- gebietes darstellen. Die obere Hälfte Piz Toissa— Piz Alv um- faßt die Aufnahmen von H. MEYER, die untere P. Tarantschun bis Suretta-Massiv die von O. WELTER. Wir haben geglaubt, uns möglichst eng an die Darstellung des Suretta-Massives halten zu sollen, die ALB. Hxım?) im Jahre 1906 gegeben hat. Wir wollen damit zugleich zeigen, wie sehr seine Zeich- nung auch ohne Spezialaufnahme den Kern der tektonischen Verhältnisse dargestellt hat. Das tiefste tektonische Element unserer Skizze stellen die Bündner Schiefer dar, als deren jüngste die Kreide- schiefer der Via Mala zu gelten haben. Wir bezeichnen sie als „Bündner Schiefer des basalen Gebirges“ ; ihre nähere tek- tonische Stellung kann uns im Augenblick nicht interessieren. !) und folgende, siehe Literaturverzeichnis am Schluß. 5 Be Auf die basalen Schiefer legt sich im anormalen Ver- bande die große, nach Norden übergelegte Antiklinale des Suretta-Massives. In dem hier vorliegenden nördlichen - Ende besteht das Massiv aus Rofnaporphyr (Gneiss), der im Süden unter dem Piz Grisch auf Glimmerschiefern ruht. (Auf unserem Profile nicht dargestellt.) Zum normalen Hangenden des Massives gehört Trias in inneralpiner Facies, Rötidolomit und Rauchwacke, und darüber dunkle, wohl jurassische Schiefer mit vereinzelten Grünschiefern. Die Sedimentdecke des Rofnaporphyrs ist nicht mehr in allen Fällen ganz erhalten (über Andeer findet sie sich — auf dem Profil nicht dargestellt — nur in dürftigen Resten), son- dern durch die nun darüber hinweggegangenen lepontini- schen und ostalpinen Überschiebungen aus- gequetscht. Die Überschiebungsdecken haben sich nicht nur über das Massiv, sondern auch über die basalen Schiefer hinüber- erstreckt. An dem antiklinalen Bau der Gneisfalten nehmen sie untergeordnet teil; nur am Stirnrande sind sie in gering- fügiger Weise unter das Krystallin gezogen. Fünf Über- schiebungen konnten wir unterscheiden: die untere Klippen- decke, die obere Klippendecke, die Brecciendecke, die rätische Decke, die ostalpine Decke. Jede Decke hat ihre bestimmte, wohl charakterisierte Schichtenfolge; zur oberen Klippendecke und zur rätischen Decke ist sogar die krystalline Unterlage in größerer Ausdehnung vorhanden. Am vollständigsten ist die Übereinanderfolge der Überschiebungen auf der Ostseite des Schamser Tales am Piz Curver; nach W und S ist sie starker Reduktion ausgesetzt. Auf der Westseite fehlt die rätische Decke bis auf zweifelhafte Reste ganz, und die Brecciendecke ist nur sehr unvollkommen entwickelt. Offenbar scheint die ostalpine Überschiebung stark als „traineau sceraseur" gewirkt zu haben; liegt diese doch in den Splügener Kalkbergen zum großen Teile direkt auf den basalen Schiefern und am Piz Gurschus unter Ausfall aller tieferen Decken und fast der ganzen Schiefer auf der Trias des Suretta-Massives. An der letzten Lokalität ist die ostalpine Decke in kom- plizierter Weise mit dem Krystallinen verfaltet. Nach den bisherigen Aufnahmen ist aber noch nicht mit Sicherheit zu entscheiden, ob die ostalpine Decke wirklich so weit synklinal eingeklemmt ist, wie es unser Profil angibt. Wir glauben aber nicht fehlzugehen, wenn wir diese Einfaltungen als die Folge der zweiten Alpenfaltung im Sinne STEINMANNS be- trachten. Piz To155a 5 -— PCurver P6risch r z Plarcatschun r = oo Sn JSplügener Kalkberge —= R #2 ER ES — DJ] ea 1 2 3 4 0) 6 7 & 9 10 Ill 1 Bündner Schiefer 4 Jüngere Schiefer mit & Rhätische Decke. des basal. Gebirges. bas. Eruptiva. 9 Ostalpine Decke. 2 Roffna | ubıyE a luz Kenmmendieeike. 10 Überschiebung. 3 Nr; : 6 Ob. Klippendecke. 11 Normale Schicht- a 7 Brecciendecke. grenze. Fig.1. Nordrand des Surettamassivs. Entworfen von H. MryYEr und. OÖ. A. WELTER. NNW Plessurgebirge Oberhalbstein = 880 Glarner, Überschrebung £ Rothorn _ jenzerhorn Tinzenhorn Piz D’Err Ü Aheintal 2 Rn reg IR ee T > ee LEE — EZ ERER Sat IEEZEE zZ - ZZZLLELERE — EIER DE ER te + LE KE EA t + nee LEE FI 5 ee ee 7) ee Eon 1 2 3 4 9) 6 U 8 9 10 1 1 Krystallin. 6 Unt. Klippendecke. 10 Sedimente E =: 2 Trias, Verrucano z.T. 7 Ob. Klippendecke. Verrucano bis Lias. | a 3 Jura \ Bündner 8 Brecciendecke. 11 Krystalliner Kern | Ob.= 0.0D. 4 Kreide | Schiefer. 9 Rhätische Decke. er 5 Tertiär. Fig. 2. Schematisches Profil durch das südliche Graubünden. Nach ScHArpr, Hrım, SCHMIDT und eigenen Beobachtungen. - HE Ba Durch die Annahme der fünf Überschiebungen war es gelungen, den Bau der Berge am Schamser Tal dem Ver- ständnis näherzubringen. Kine Schwierigkeit blieb aber zurück: Es war nicht möglich, die Stellung der Trias und der Schiefer auf dem Rofnaporphyr unter den Decken näher zu präzisieren. Dies wurde erst erreicht, als der Versuch gemacht wurde, unsere Aufnahme einem größeren Profil einzugliedern. In dem Profile (Fig. 2) ist dies nun geschehen. Zur Erläuterung dieser Zeichnung sind einige Worte nötig. Es soll ein schematisches Profil sein und kann infolge- dessen keine Einzelheiten bringen. Es ist auch kein richtiges Profil, sondern eine Projektion verschiedener Profile unterein- ander, und zwar nach SCHARDT, HEIM, SCHMIDT u.a. Es wurde dadurch übersichtliche Darstellung erreicht; einen anderen Übelstand zog dies aber nach sich: daß die Mächtig- keiten viel zu groß erscheinen. Dies ist besonders für die Bündner-Schiefer-Zone im zentralen Teil der Fall. In der Ober- flächengestaltung des Profils haben wir uns mit kleinen Ab- weichungen an das von SCHMIDT?) (Taf. I, 1) gegebene Profil gehalten, um dadurch die Gegensätze unserer Auffassungen hervortreten zu lassen. Wir müssen bei einem Ver- gleiche aber im Auge behalten, daß unsere Zeichnung in ihrem unteren Teile in tektonisch viel tiefere Elemente ein- dringt und dadurch schon ein anderes Bild erzeugt. Erst nachdem unser Profil schon entworfen war, kam uns HEIMs°) „schematischer Versuch zu einem Gesamtprofil des alpinen Deckenbaues auf der Linie Chiasso—Säntis“ zu Gesicht. Hier finden sich nun schon wie bei uns die lepontinischen Decken ın Kontakt mit den Tessiner-Massivlappen; die Rheintalnarbe SCHMIDTs wird also nicht berücksichtigt. Das Wichtigste, was unsere Zeichnung zeigen soll, ist das Verhältnis der helvetischen Überschiebungen zu der lepontini- schen Facies. Die Verhältnisse am Fläscherberg-Falknis (vgl. PAULCKE®), scheinen darzutun, daß von der helvetischen Facies ein direkter Übergang zu der lepontinischen stattfindet. Nach unserem Profil kommen wir aber zu einer andern Vorstellung, daß sich zwischen die beiden Faciesbezirke eine Bündner-Schiefer-Facies einschiebt. Wir schließen folgender- maßen: Es ist bekannt, daß wir beim Emporsteigen aus den tieferen helvetischen Decken zu den höheren eine facielle Änderung derart bemerken, daß eine schiefrige Ausbildung immer mehr um sich greift (vgl. Arn. HEIM’). An der Süd- seite der Wurzel der helvetischen Decken lagert sich aber _n 69 Bus auf den Verrucano und Rötidolomit nicht mehr helvetische Facies, sondern Bündner Schiefer. C. SCHMIDT?), 8. 573, hat besonders dartun können, daß außer dem schon früher be- kannten Lias auch untere Kreide in hervorragendem Maße an der Schieferzone teilnimmt. Wir nehmen danach an, daß die helvetische Facies in die Bündner Schiefer-Facies übergegangen ist. (Das Verhältnis des Jura und Kreideanteiles des Bündner Schiefers auf Fig. 2 ist natürlich ganz hypothetisch. Die Zeichnung des Profiles brachte es aber mit sich, eine Möglich- keit darstellen zu müssen. Es soll dadurch auch nicht aus- geschlossen werden, daß etwa noch obere Kreide und Tertiär vorhanden ist, wenngleich sie noch nicht nachgewiesen sind.) Verfolgen wir diese letzte Facies nun weiter, so sehen wir, wie sie sich auf das Gotthard-Massiv, auf Molare, Tambo, Adula, legt, getrennt von dem Krystallinen durch Rötidolomit und Rauchwacke. In dieser Ausbildung findet sie sich schließ- lich als Unterlage der Splügener Kalkberge.. Von besonderer Bedeutung ist nun, daß wir überall wenig mächtige Ein- lagerungen von Grünschiefern in den Schiefern finden. Aus der nächsten Nähe unseres Arbeitsgebietes erwähne ich Ein- lagerungen bei Safien, Sufers und am Schyn. Kommen wir nun an den Nordrand des Suretta-Massives, so fehlt plötzlich eine Bedeckung durch Banden Facies, und lepontinische Überschiebungen liegen direkt auf dem Rofnaporphyr. An wenigen Stellen sind aber zwischen Krystallin und der lepontinischen Facies oberhalb Andeer!) (S. 32) Blöcke von Dolomiten von inneralpinem Habitus ein- geklemmt; und gehen wir weiter am Rand des Massives gl. Fig. 1) nach Süden, so erscheinen wieder unter den Über- schiebungen rötiartige Dolomite, Rauchwacke und Schiefer mit ophiolithischen Eruptiven normal zum Rofnaporphyr: Also typische Bündner-Schiefer-Facies. Über diesen Schiefern liegen erst die lepontinischen Überschiebungen, insbesondere die Klippendecken. Zwischen helvetischer Facies und Klippen- facies müßten wir danach die Bündner-Schiefer-Facies ein- schieben. Rekonstruieren wir uns nun den ursprünglichen Zusammen- hang der Sedimente vor der Faltung, ihre Meere, welche durch verschiedene Faciesausbildung gekennzeichnet waren (vgl. Fig. 3), so folgen von Norden nach Süden: die helve- tische Zone, die Bündner-Schiefer-Zone, die nördliche Klippen- zone (U.K.D.), die südliche Klippenzone (O.K.D.), die Breecien- zone (Br.D.), die rätische Zone (R.D.) und die australpine : Zone (O.D.z.T.). ee Auf unserem Profil sind mit schwarzer Farbe die basischen Eruptiva und Grünschiefer angelegt, die sich in der Bündner- Schiefer-Zone und der rätischen Zone finden. In der Juraformation (Tithon) ist ein wechselnder Über- gang von Breccien (Falknisbreccie) zur gewöhnlichen Sedimen- tation (koralligene Facies, Sulzfluhkalk) in der Klippen- und Bündner-Schiefer-Zone angedeutet, so daß nach vollendeter Deckenbildung in den nördlichen Anteilen der Klippendecken die koralligene über der brecciösen Facies liegen muß, und für den Süden das Umgekehrte sich ergibt, so wie es den tat- sächlichen Verhältnissen im Rätikon und Schams entspricht. Helvetische Zonex Bündnerschiefer Zonex Lepontinische Zone „ Austroalpine Zone x x Nordi. Hlıppen-Zonex Südl. Klippen-Zonexbreccien-Zonex Rhatische - Zone x Ostalpine Sudalpine N. ! ! \ \ ! i Zone men eERE- == | Vı EDISERN “ RER ER vi. Ih A PERLE IN 2 Serpentin und Grünschiefer. " Q@.P. Quarzporphyr. Fig. 3. Schema der Faciesverteilung vor der Faltung. Als Unterlage der lepontinischen Zonen ist ein Granit mit porphyrischer Randfacies gezeichnet, da im Schams Rofna- porphyr als unterstes Glied der lepontinischen und ostalpinen Decken beobachtet ist. Sonst ist dieses Profil in möglichst engem Anschluß an das Profil von ScHhmipr') (Taf. 14) vom Jahre 1908 gezeichnet. Der Hauptunterschied liegt, wie schon erwähnt, darin, daß C. SCHMIDT einen direkten Übergang der helvetischen Sedimente in die lepontinischen annımmt und die Bündner-Schiefer-Zone hinter der Breccienzone einschaltet, während wir zweimaliges Auftreten einer schiefrigen Facies annehmen müssen. Daß dies auch für die West-Schweiz an- zunehmen ist, scheint uns gesichert, doch möchten wir es vermeiden, an dieser Stelle noch darauf einzugehen. Selbst wenn gewisse theoretische Schlußfolgerungen sich später als falsch erweisen sollten, so glauben wir doch, durch unsere Aufnahmen einen, wenn auch geringen Beitrag zur Aufklärung der merkwürdigen Faciesverhältnisse des südlichen Graubündens gebracht zu haben. Es war dies nur möglich unter Annahme des Deckenbaues, die uns belehrt hat, daß die früher vorausgesetzten unverständlichen Faciesverhältnisse nur zum geringsten Teile oder gar nicht existieren, daß eine sinngemäße tektonische Auffassung uns zur natürlichen Rekon- struktion der alten Meere in der alpinen Geosynklinale führt. Angeführte Literatur. 1. Mever, Herrmann: Geolog. Untersuchungen am Nordostrande des Suretta-Massives im südlichen Graubünden. Ber. Naturf. Ges. Freiburg i. B., Bd. XVII, 1909. WELTER, OÖ. A.: Stratigraphie und Bau der Alpen zwischen Hinter- rhein und Safien. Eel. geol. Helv., Bd. X, 1909. 3. SCHMIDT, C.: Uber die Geologie des Simplongebietes und die Tek- tonık der Schweizer Alpen. Ecel. geol. Helv., Bd. IX, 1907. 4. HEım, ALBERT: Über die nordöstlichen Lappen des Tessiner Mas- sives. Geol. Nachlese, Nr. 17. Vierteljahrsschr. Naturf. Ges. Zürich, Jahrg. 51, 1906. — Bau der Schweizer Alpen. Neujahrsblatt Naturf. Ges. Zürich, 1908. PAULCKE, W.: Der Fläscherberg. Ber. Vers. Oberrhein. geol. Ver., 40. Vers. Lindau 1907. Heım, ArRNHOLD: Gliederung und Facies der Berrias-Valanginien- Sedimente in den helvetischen Alpen. Vierteljahrsschr. Naturf. Ges. Zürich, Jahrg. 52, 1907. 8. SCHARDT, H., Die modernen Anschauungen über den Bau und die Entstehung des Alpengebirges.. Verh. Schweiz. Naturf. Ges. St. Gallen 1906. ©) a ap >. Cirripedier (?) aus der alpinen Trias. Von Herrn D. HäÄBERLE. Heidelberg, den 8. Dezember 1909. Bei Bearbeitung meines Gastropoden-Materials vom Gipfel des Viezzena!) kam mir auch ein stark von Limonit durch- setztes und daher sehr brüchiges Gesteinsstück in die Hände, auf dem anscheinend zwei, ziemlich fragmentarische Gebilde mit ihren Längsseiten aneinandergelagert sind. Beide Stücke ließen keine Anklänge an die mir bekannt gewordenen Formen der alpinen Trias erkennen. Zuerst wollte ich sie unbeschrieben zur Seite legen. Um jedoch andere auf derartige Vorkommnisse aufmerksam zu machen und vielleicht von anderer Seite eine Aufklärung zu erhalten, stellte ich sie schließlich auf Grund ihrer besonderen Merkmale „mit allem Vorbehalt“ als „Stücke sehr zweifelhafter Natur“ zu Hyolithes bzw. Conularia. Aus- drücklich hob ich noch hervor, daß es bei dem Leser wie bei mir selbst Bedenken erregen dürfte, „daß dieses einzige !) HÄBERLE: Paläontologische Untersuchung triadischer Gastro- poden aus dem Gebiet von Predazzo. Verhandl. d. Naturhist.-Medizin. Ver. z. Heidelberg 1908, N. F. Bd. IX, 5. 247—631. Mit Tafel II—\1. Siehe dort S. 517—519 u. Taf. VI, Fig. 3—35. RO Exemplar einer fraglichen (onularia mit dem einzigen Exemplar eines fraglichen Hyolithes zusammen auf demselben Gesteins- fragment vorkommen soll“. Zugunsten meiner provisorischen Deutung konnte ich aber immerhin anführen, daß BITTNER bereits Conularien aus dar alpinen Trias erwähnt hat?). Nun fragte kürzlich Herr DR. MARTIN SCHMIDT (Stuttgart) bei mir an, ob es sich nicht vielleicht um Cirripedier-Schalen handeln könnte. Dadurch veranlaßt, sah ich die einschlägige Literatur durch und muß gestehen, daß tatsächlich eine über- raschende Ähnlichkeit mit Schalenstücken von Formen aus der Familie der Lepadiden, besonders Scalpellum, besteht. Wahrscheinlich gehören die beiden von mir getrennt be- schriebenen Stücke zusammen. Man vergleiche meine Ab- bildung Taf. VI Fig. 35 in umgekehrter Stellung mit der auch in ZITTELs Handbuch der Paläontologie, 1. Abt., II. Bd., S. 538, wiedergegebenen Abbildung Darwıns, Taf. I, Fig. 4a, des Scutums von Scalpellum fossula aus der oberen Kreide von Norwich?). Eine nähere Bestimmung ist mir leider wegen des un- günstigen, keine weitere Präparation gestattenden Erhaltungs- zustandes nicht möglich. Da Scalpellum nach ZITTEL erst von der Kreide ab bekannt ist, dürfte dies triadische, wenn auch zunächst noch recht fragliche Vorkommen einer möglicher- weise verwandten Form ein gewisses Interesse verdienen. 3. Über ein neues ausgedehntes diluviales Kalklager bei Gr.-Drewitz unweit Guben. Von Herrn H. Hess von WICHDORFF. (Mit 5 Textfiguren.) | Berlin, den 10. Dezember 1910. Ungefähr 10 Kilometer von der Kreisstadt Guben entfernt liest das Rittergut Gr.-Drewitz inmitten einer weiten vor- wiegend kiesig-sandigen Gegend. Von dem nordwestlich vom ?) Bittner: Conularia in der Trias. Verhandl. k. K. geol. Reichs- anstalt 1878, S. 281—282. >) Darwın, Cn.: A monograph of the fossil Zepadidae or peduncu- lated Cirripedes of Great Britain. Palaeontographical Society, London 1851. Ben Li) _—_ (J — Rittergut gelegenen Göhblen-See zieht ein schmaler Talgrund durch den Gr.-Drewitzer Wald entlang nach dem benachbarten Krayne zu, der die abfließenden Gewässer des Sees zur Neiße und bald darauf in die Oder führt. In diesem engen Tälchen war seit langen Zeiten an dem östlichen Steilhang ein etwa 200 m langes Vorkommen von anstehendem Kalk bekannt, das bereits vor Jahrzehnten zur Anlage des noch vorhandenen Kalkofens führte. Dieser Aufschluß würde noch heute geo- logisch schwer zu deuten sein, wenn nicht der frühere Besitzer von Gr.-Drewitz, Rittergutsbesitzer SCHULZ- GRANO, eine genaue Untersuchung und Aufschließung des ganzen Kalkvorkommens mit großem Interesse in die Hand genommen hätte. Abgesehen von einer Reihe anderer Maßnahmen ließ er im Jahre 1907 von dem Bergtechniker L. TRALLS in Kottbus und J. TRALLS in Guben das gesamte kalkführende Gelände sachgemäß ab- bohren; hierdurch wurde die Ausdehnung und Mächtigkeit des ganzen Kalkvorkommens festgestellt. Auf Grund eigener Untersuchungen sowie der TRALLSschen Arbeiten, deren absolute Zuverlässigkeit durch zahlreiche Nachprüfungen einwandfrei festgestellt wurde, läßt sich nunmehr ein genaues Bild des Gr.-Drewitzer Kalkvorkommens geben und auch Alter und Ent- stehung dieser bisher größten diluvialen Kalkablagerung näher beurteilen. Das Kalklager von Gr.-Drewitz ist außerordentlich regel- mäßig abgelagert und zeigt noch heute die wannenförmige Ausbildung, die allen auf dem Grunde von Seen zum Absatz gelangten Seekalklagern eigen ist. Die Oberfläche des Lagers ist fast in seiner ganzen Ausdehnung durchaus horizontal, nur am Westrande scheint eine nachträgliche Aufstauchung der randlichen Partien erfolgt zu sein. Die horizontale Oberfläche des Kalkvorkommens bedingt es, daß der Kalk am Hang des Tälchens als mehrere Meter hohe Steilwand (siehe Ab- bildung 1) zutage tritt, während im Walde auf dem Wege zum Gute Gr.-Drewitz zunächst bei stärkerem Anstieg des Geländes die Decke des kiesigen Sandes immer mehr zunimmt bis zu einer Höchstmächtigkeit von 10,4 m (Bohr- loch 59), dann aber auf dieser fast ebenen Hochfläche auf große Strecken völlig gleiche Mächtigkeit besitzt. Der steinig- kiesige Sand, der das Kalklager in seiner ganzen Ausdehnung bedeckt, ist diluvialen Alters und steht in ununterbrochenem Zusammenhang mit den gleichen Bildungen, die die ganze Gegend auf weite Entfernungen bedecken. | Was die Ausdehnung des Gr.-Drewitzer Kalklagers an- langt, so ist das Vorkommen zusammenhängend auf 1,4 Kilometer U U Länge und 200—400 m Breite bisher nachgewiesen. Im Westen am Wege nach Pinnow ist die Grenze des Vorkommens noch nicht festgelegt, jedoch scheint über Bohrloch 48 hinaus wohl nicht allzu viel Kalk mehr zu erwarten zu sein. Möglich ist indessen die Auffindung weiterer isolierter Kaikbecken in der Umgebung, worauf z. B. das ganz gleichartige Auftreten von Kalk bei Krayne in der Fortsetzung des erwähnten Täl- chens in der Mitte zwischen dem Gut und der Flurortbezeich- Fig. 1. Kalkgrube im Gr. Drewitzer Wald. nung „Än der Kupfermühle“ hindeutet. Hier steht am Berg- abhang unmittelbar an einem Karpfenteich Kalk von derselben Beschaffenheit wie bei Gr.-Drewitz an. Die Mächtigkeit der Gr.-Drewitzer Kalkablagerung schwankt bei dem wannenförmigen Bau des Vorkommens natürlich in bedeutenden Grenzen. Als Durchschnitt für eine Schätzung des vorhandenen Kalkvorrats dürfte nach dem Vor- gang von TRALLS eine Mächtigkeit von 3,5 m anzunehmen sein. Im allgemeinen wechselt die Mächtigkeit von 1,2 —10,5 m. Die größte Mächtigkeit von über 10 m ist in der Mitte des Lagers (Bohrung 53 und 54) auf eine Strecke von mindestens u “(Zunyoyaoqn ode} /,g) 0699:T qeIsgeN g—Y) aodepyjeyy ADZyMOACL "I Sep yoanp [gordıond) (Sunyoqaoqn oyoR} ?/;S) 0000T:T AeIsgeN (AQ—-9) 10F3ejgfey} 10zZ1MEIg 19) Sep yoınp [goadsdurf sa wwejyosTert, pues pueg 19318914 je, ae 100 m Länge ermittelt worden. Die beiden beigegebenen Profile geben ein genaues Bild des gleichmäßigen Baues des ganzen Vorkommens; namentlich im Querprofil kommt der wannen- artige Charakter des gesamten Lagers deutlich zum Ausdruck, eine Ablagerungsform, wie sie namentlich auch die alluvialen Wiesenkalklager') und die rezenten Kalkabsätze der heutigen Seen in der Regel aufweisen. Zur Erläuterung der beigegebenen Profile und der Karte des Gr.-Drewitzer Kalkvorkommens sei an dieser Stelle eine kurze Auswahl der Ergebnisse der im Sommer 1907 von Herrn TRALLS vorgenommenen Bohrungen wiedergegeben; die Lage der Bohrungen ist aus der Karte zu ersehen. Bohrloch Bohrergebnisse Nr. 2 0— 1,40 m Sand 1,40— 4,60 - Kalk 4,60— 5,10 - Sand Nr. 25 0— 0,40 - Sand 0,40— 8 - Kalk 8— 8,30 - Grauer Ton und Sand Nr. 53 0— 7,50 - Kies 7,50 —18,00 - Kalk 18,00—18,80 - Sandiger Mergel Nr. 54 0— 7,30 - Kies 7,30—17,40 - Kalk (Nicht durchbohrt; Bohrer abgebrochen.) Nr. 57 0— 8,00 - Sand 8,00—13,10 - Kalk 13,10— 14.00 - Sand Nr. 59 0—10,40 - Kies 10,40— 12,20 - Kalk 12,26 —13,50 - Sand Die Beschaffenheit des Gr.-Drewitzer Kalkes entspricht in petrographischer Hinsicht durchaus den alluvialen Wiesenkalken, ein Umstand, der bei der gleichen Entstehungs- weise nicht verwundern kann. Der Kalk ist erdig, leicht zerreiblich und fühlt sich tonig an. In bergfeuchtem Zu- stande — der Gr.-Drewitzer Kalk hat wie der Wiesenkalk 33 Proz. Wassergehalt — ist er knetbar wie feinsandiger Ton, !) H. Hzss von WICHnDORFF: Zur Kenntnis der alluvialen Kalk- lager in den Mooren Preußens, inbesondere der großen Moorkalklager bei Daber in Pommern. Zeitschr. f. prakt. Geol., Jahrg. XVI, 1908, H.8; als Separatabdruck unter dem Titel: „Die Wiesenkalklager Nord- deutschlands und die Möglichkeit ihrer intensiveren industriellen Er- schließung.“ so daß er bei den Sandböden der Umgebung infolge dieser Eigenschaft nicht nur als Kalkdüngemittel, sondern auch als Bodenbindemittel (ähnlich dem Lehmmergel) hervorragende Dienste leisten wird. Er besitzt im allgemeinen eine helle Farbe, die beim Trocknen scharf hervortritt, auch bereits bergfeucht in der Grube durch gelblichweiße, gelbe und hell- grünliche Farbentöne der einzelnen Lagen und Schichten an- gedeutet wird. Nach den Beobachtungen des Bergtechnikers TRALLS weisen vielfach die unteren Bänke des Kalklagers srünliche Farbentöne auf, während die hangenden Partien weit hellere Farben zeigen. Im Gegensatz zu den alluvialen Kalklagern ist dem Gr.-Drewitzer Vorkommen eine deutliche . enge horizontale Schichtung eigen; in allen Aufschlüssen treten die einzelnen Lagen und Schichten des Kalkes scharf hervor. Fig. 4. Geologische Orgeln im Kalk. In den Aufschlüssen weist die Oberfläche des Kalkes vielfach trichter- und schlauchförmige Vertiefungen auf, die den Kalkgruben ein eigenartiges Aufsehen verleihen. Es handelt sich hier um sogenannte „Geologische Orgeln“ im Kalk, wie sie A. JENTZSCH und R. MICHAEL von dem in vieler Beziehung dem Gr.-Drewitzer Vorkommen ähnlichen diluvialen Kalklager von Zlottowo') bei Löbau an der Grenze von Westpreußen und Ostpreußen am Westabhang der Kerns- dorfer Höhen zuerst beschrieben haben. Überall ist der Kalk von einer dünnen, 1—5 cm starken Lage eines braun- schwarzen fettigen bolartigen Minerals bedeckt, das auch an den Seitenwänden der einzelnen schlotförmigen Vertiefungen überall sich findet. | 1) A. Jextzsch und R. MicHAEL: Über die Kalklager im Diluvium bei Zlottowo in Westpreußen. (Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesan., BRRII1902, 5. 78-92.) N Die Orgeln verdanken ihre Entstehung der erodierenden Tätigkeit jener diluvialen Schmelzwässer, die das Kieslager als Decke über dem Kalke ablagerten, wobei vorher die Oberfläche des Kalkes zum Teil aufgelöst, zum Teil ausge- schlämmt wurde, so daßschließlich als unlöslicher Rückstand jenes dunkelbraune bolartige Mineral zurückblieb; daher findet sich das Mineral nicht nur im Innern der einzelnen Vertiefungen, sondern auch als dünne Schicht auf der Oberfläche des ganzen Kalk- vorkommens. Die chemische Zusammensetzung desGr.-Drewitzer Kalkes ist durch eine Reihe von Analysen bestimmt worden, von denen hier einige Ergebnisse mitgeteilt werden sollen. Der untersuchte Kalk stammt aus den Kalkgruben in dem erwähnten Tälchen; aus tieferen Schichten liegen bisher leider keine Untersuchungen vor. Der verschiedene Wassergehalt in den einzelnen Analysen ist auf den verschiedenen Trocken- zustand der Proben zurückzuführen, die zum Teil bergfeucht, zum Teil völlig trocken eingeliefert wurden. ıE 1U0% SiO, h SE 4.49 Proz. CaCO, A — 87,96 Proz. Al,O, 2 Wassergehalt —= 35,2 - Fe,0, 3 IV MnO U CaO . — 49,40 - Ca00, — MsO. —..0,3L. > V. Allchen = a i Caco, — 88,57 Proz. Te | Be ; Ms00, rl 51 Chem. geb. I, . = 3.09 E EIO; u. Organ. 22,24 A,O, eo 100,00 Proz. Rex... na — n2SINE y 2 Unlösliches . — u De on ° e ” = Ca. r a. H,O u. Organ. Al ER assergehalt. — ca. 13,83 - 100,01 Proz. IR Analysen: I. vom Kgl. Material- CaCO, — 86.36 Proz. prüfungsamt Groß-Lichterfelde, Caso, —. 0,97 II. Dr. Rıncks Chem. Labora- MgCO, ae 0,93 3 torium Kottbus, "III. Agrikultur- Fe, OsHAl, Ö a 3,46 x chemische Versuchsstation Berlin, Sand A) IV. Moorversuchsstation Bremen 3 und V. Laboratorium für Ton- 98,51 Proz. industrie (SEGER & ÜRAMER), Wassergehalt — 33,7 Proz. Berlin. Der Prozentgehalt des Gr.-Drewitzer Kalkes an reinem kohlensauren Kalk schwankt somit zwischen 86,36 Proz. und 88,57 Proz. nach den vorliegenden Analysen. Der ursprüng- liche Wassergehalt des bergfeucht aus der Grube gewonnenen Kalk Fig. 5. Lageplan des Kalklagers. (Maßstab 1: 50000.) Kalkes beträgt etwa 33—35 Proz.; nach dem Trockenen wird demnach die Ausbeute nur ?/, des bergfeuchten Materials betragen. Fossilien haben sich bisher in den kleinen Tagebauen nicht finden lassen. Das geologische Alter des Gr.-Drewitzer Kalk- lagers ist zweifellos diluvial. In seiner ganzen Ausdehnung wird das Vorkommen von diluvialem steinig-kiesigen Sande überlagert, der, wie schon erwähnt, die weite Umgegend auf große Erstreckung hin aufbaut. Der Untergrund des Lagers wird ebenfalls von rein diluvialen Sanden, Kiesen, Mergel usw. gebildet. Die fast ungestörte Entwickelung eines solchen mächtigen und in seiner ursprünglichen wannenförmigen Ge- stalt vollkommen erhaltenen Kalklagers inmitten diluvialer Ablagerungen deutet mit hoher Wahrscheinlichkeit darauf hin, daß seine Entstehung entweder in die letzte Interglazialperiode fällt oder auf interstadiale Bildung hinweist. Mannigfache Bedenken sind noch gegen die eine oder die andere Deutung geltend zu machen. Der Mangel einer Geschiebemergelüber- lagerung des Lagers und die fast unversehrt gebliebene Form der ganzen, doch sicher ursprünglich recht weichen Kalkab- lagerung scheinen dagegen zu sprechen, daß nach seiner Ent- stehung noch eine Inlandeisbedeckung darüber hinweggezogen ist. Will man aber annehmen, daß das Kalklager lediglich von Schmelzwasserabsätzen des letzten Inlandeises bedeckt wurde, so ist nicht recht ersichtlich, warum von ihren gewal- tigen Kies- und Sandströmen der dann in gleicher Seenrinne in derselben Meereshöhe gelegene Göhlen-See verschont wurde. Die genaue Altersbestimmung muß demnach gegenwärtig noch unentschieden bleiben; vielleicht wird ein späterer Abbau des Kalklagers auch Fossilfunde und weiteres Beobachtungsmaterial liefern und damit etwas mehr Licht in die Alters- und Ent- stehungszeit dieses diluvialen Sees und seiner Seekalk-Ab- lagerungen bringen. Zum Schluß sei noch kurz auf die industrielle Be- deutung des Gr.-Drewitzer Kalkvorkommens hin- sewiesen. Der Kalkvorrat des Gr.-Drewitzer Vorkommens be- trägt nach meinen Schätzungen mindestens 1 Million Kubik- meter, d.h. 20 Millionen Zentner, lufttrockenen Kalk. Nach den übereinstimmenden Gutachten der verschiedenen oben erwähnten Behörden, die Analysen des Gr-.Drewitzer Kalkes ausführten, ist der Kalk frei von allen pflanzenschädlichen Bestandteilen und als Düngekalk vorzüglich verwendbar. Seine weitere Verwendbarkeit zur Herstellung von Zement wird hervorgehoben. Eine vorzügliche Eigenschaft des Lagers ist — im Gegensatz zu den Wiesenkalklagern — die relativ trockene Beschaffenheit des Kalkes und Lage über dem Grund- wasserspiegel, der die Gewinnung des Kalkes im Tagebau ermöglicht. Die einzige Schwierigkeit beim Abbau des Lagers bietet die stellenweise recht erhebliche Abraumdecke von kiesigem Sand, dessen Mächtigkeit von 5—10,40 m schwankt. Das Gr.-Drewitzer Kalklager dürfte eine erhebliche volkswirt- schaftliche Bedeutung für eine weite Umgegend besitzen. 4. Das älteste Diluvium Sylts. Bemerkungen zu dem Vortrag von Herrn W. WoLrF.') Von Herrn C. GAGEL. Mit 2 Textfiguren. In betreff der Kaolinsande möchte ich bemerken, daß ich das Vorkommen reiner Kaolinsande ohne jedes nordische Material nicht leugnen will, daß ich selbst aber an verschiedenen Stellen, so besonders an der Kampener Treppe zwischen Kampen und Weningstedt, am Witte Kliff (Braderup Kliff) und bei Munk- marsch noch mehrere Meter unter der Unterkante des rein nordischen Diluviums zweifellos nordische Gerölle, z. T. von fast Faustgröße, so vor allem Gneise und nordische Quarzite — z. T. die charakteristischen alten grünen Quarzite — gefunden habe. MEYN erwähnt in seiner Monographie der Insel Sylt besonders das Vorkommen von Granitskeletten im Kaolınsand, d. h. ganz zersetzte Granite. Außerdem möchte ich darauf aufmerksam machen, daß die Kaolinsande besonders in dem mehr nördlichen Teil des Rothen Kliffs eine ganz wundervolle Kreuzschichtung aufweisen, die ich am Morsumkliff nie habe sehen können, was m. W. auch schon STOLLEY betont. Was nun das Vorkommen der ältesten Moräne unter der Hauptmoräne mit der annähernd horizontalen Unterkante be- trifft, so kann ich nur betonen, daß ich die Aufschlüsse 1905 ebenfalls unter besonders günstigen Umständen gesehen habe; die damals von mir aufgenommenen Photographien sind z. T. von Herrn Dr. PETERSEN schon publiziert in: „Die krystallinen Geschiebe des ältesten Diluviums auf Sylt“?), worauf ich hier 1) Vergl. die Anmerkung 4 auf S. 61 dieses Monatsberichts. 2) Diese Zeitschr. Bd. 57, 1905, Monatsber. 8, S. 276—292. 6 SE DE verweisen kann. Ich kam damals nach Sylt, möglichst kritisch gestimmt gegen die Angaben meines geschätzten Gegners STOLLEY, und konnte doch nichts anderes als seine Beobachtungen be- stätigen und ergänzen. Zunächst ist zu konstatieren, daß die Hauptmoräne von Westerland bis fast nach der Kampener Treppe eine gerad- linige, fast horizontale Unterkante hat!) — sie steigt auf der mehrere Kilometer langen Strecke ganz allmählich nur um wenige Meter — und bemerkenswert einheitlich petrographisch ausgebildet ist sowie keinerlei erkennbare Störungen Hauptmoräne Ältere Moräne Sandlagen in der älteren Moräne Fig. 1. Rotes Kliff, 150 m nördlich der Kronprinzentreppe. zeigt; die in ihr liegenden Sandschmitzen und Sandstreifen liegen ebenso horizontal wie die Unterkante der Hauptmoräne, auch da, wo diese über der stark gestauchten ältesten Moräne liegt. Die stark gestauchte älteste Moräne dagegen ist petrographisch sehr verschieden ausgebildet, hat z. T. sehr viel toniges, älteres Material aufgenommen und schneidet an mehreren Stellen mit denkbarster Schärfe gegen die ungestört horizontal darüberliegende Moräne ab. Vgl. die betreffenden Bemerkungen von PETERSENn. In Fig. 9 der Arbeit von PETERSEN z. B. ist die Hauptmoräne, ganz wie üblich aus- gebildet, die unterste Moräne darunter ist etwas anders gefärbt, wundervoll geschichtet und gebankt — trotz !) Vergl. auch E. Geintrz: Das Quartär auf Sylt. N. Jahrb. Min. 1906. Beilageband XXI. Taf. VI, VII, VII. LI unverkennbarster Moränennatur, kratziger Beschaffenheit und zahlreichen Geschieben. Die Faltung der gebankten untersten Moräne ist dieselbe wie die der darüberliegenden Diluvial- sande, so daß von „Unterfassen “, „Unterschieben“, „Apophysen“, „Einfaltung“ der Hauptmoräne gar keine Rede sein kann. Zu Fig. S von PETERSEN möchte ich die damals aufgenommene Skizze (Fig. 1) auf S. 82 beifügen. Eier2: Rotes Kliff auf Sylt, 50 m südlich Buhne IX. Die Hauptmoräne ist hier gleichmäßig braun, ihre Unter- kante setzt ganz horizontal durch, ebenso wie weiter nörd- lich und südlich; die älteste Moräne ist von ihr getrennt erstens durch die eisenschüssige Grenzschicht, dann durch die deutlich abweichende gelbbraune Farbe, die nach unten in rote bzw. rotbraune übergeht; in ihr sind die schönsten ge- stauchten Sandstreifen und Sandschlieren vorhanden, die hier der oberen Moräne ganz fehlen. Die Stauchungen der untersten Moräne werden ebenso diskordant abgeschnitten wie die der gestauchten Sande und Tone. Vergl. GEINnITZ a.a.O., Taf. VI u. VII. Etwa 50 m südlich Bühne IX zeigt die unterste Moräne eine Art liegender Falte und ist ebenfalls in Farbe und Beschaffen- 6* heit deutlich von der ganz ungestörten, darüberliegenden Hauptmoräne verschieden (Fig. 2). Diese Stelle ist schon einmal photographiert von E. GEINITZ (a. a. O. Fig. 7); auch auf dessen Bild ist die von ihm bestrittene Grenze unverkenn- bar zu sehen. Der photographische Apparat hat eben ganz objektiv gearbeitet. Auf dieser meiner Photographie geht die horizontale Grenze in Magenhöhe des danebenstehenden Dr. PETERSEN unverkennbar durch; es ist die Stelle, die ich bei Gelegenheit der Exkursion der Deutschen Geolog. Gesellschaft im Sep- tember 1909 aufgraben ließ, um die Grenze zu zeigen. Die eisenschüssige Grenze zwischen Hauptmoräne und ältester Moräne kann nicht oder nicht überall jüngere Infil- trationsbildung ‚sein. Fine solche jüngere Infiltrationsbildung kann man verstehen, wenn unter der Hauptmoräne durchlüftete poröse Sande liegen, wenn also die Sickerwässer in andere physikalische Bedingungen kommen, nicht aber, wenn diese Sickerwässer aus einer Moräne in eine andere, also in dieselben physikalischen Bedingungen gelangen ohne andersbeschaffene Zwischenschicht; hier muß diese rostige Grenzschicht älter sein als die jüngere Moräne, und wenn diese rostige Grenzschicht an einzelnen Stellen durch die jüngere Moräne zerstört ist, und diese schein- bar ohne Grenze in die tiefere Moräne übergeht, so beweist das eben die ältere Natur der Grenzschicht, die annähernd horizontal, jedenfalls geradlinig und ungestört auf5 km über gestauchte älteste Moräne, abgeschnittene, gefal- tete Tone, älteste Diluvialsande, Kaolinsande usw., also über die verschiedensten Bildungen geht und großen- teils durch die Führung der Windschliffgeschiebe ausgezeichnet ist; die positiven Beweise wie Fig. S und 9 bei PETERSEN und die vorstehenden Abbildungen beweisen jedenfalls viel mehr als noch so viele negative Beweise, an denen nichts mehr zu erkennen ist. Nimmt man dazu die gänzlich verschiedene Ge- schiebeführung der untersten Moräne mit ihrem ungewöhn- lichen Reichtum an rein nordischen, speziell Christiania- geschieben, die so gänzlich abweicht von der der horizontal- liegenden Hauptmoräne, so wüßte ich nicht, was an dem Be- weis der Verschiedenaltrigkeit beider Moränen noch fehlt. 5. Bemerkungen zur Rekonstruktion eines Flugsaurier-Skelettes. Von Herrn ERNST STROMER. (Hierzu eine Texttafel.) München, den 24. Januar 1910. Wenn man absieht von den Rekonstruktionen, die SEELEY') von den Pterosauriern machte, und die großenteils vor allem Heiterkeit zu erwecken geeignet sind, so hat neuerdings nur - WILLISTON?) eine Skelettrekonstruktion eines Flugsauriers, des obercretacischen Nyctodactylus, gefertigt. PLIENINGER, der sich des öfteren und eingehend mit der Gruppe beschäftigte?), und der so viele prächtige Skelette studieren konnte, hat leider nicht den Versuch dazu gemacht, obwohl er dabei den Lesern seiner Abhandlungen und vor allem auch sich selbst über manche wichtige Fragen Klarheit zu verschaffen gezwungen gewesen wäre. Für mein Lehrbuch der Paläozoologie mußte ich trotz mangelnder spezialistischer Kenntnisse wagen, nach den in München befindlichen Exemplaren und nach der Literatur eine Rekonstruktion zeichnen zu lassen. Ich wählte dazu den besonders instruktiven und durch viele, z. T. ungewöhnlich vollständige Reste vertretenen Rhamphorhynchus Gemmingi H. v. M., wo- bei ich für die Proportionen eine Abbildung H. v. MEYERSs*) zugrunde legte. Ich ließ das Tier in halber Größe von der Bauchseite gesehen und die Flügel seitlich halb zusammen- gefaltet zeichnen, um sie, die Gürtel und die Bauchrippen möglichst deutlich werden zu lassen. Die Stellung des hier in ein Drittel der natürlichen Größe abgebildeten Flug- sauriers soll also keine natürliche sein, sondern die eines zu Schauzwecken aufgestellten Präparates.. Die Zeichnung, die Fräulein E. KissLinG unter meiner Leitung im hiesigen zoo- logischen Institute anfertigte, machte die größten Schwierig- keiten, obwohl ich nur Organe wiedergeben ließ, die fossil er- halten sind. Dabei glaube ich nun manches nicht Uninteressante sefunden zu haben, über das ich hier kurz berichten möchte. ) Dragons of the air. London 1901. 2) Amer. Journ. Anat., Vol.I, S. 297 £f., 1902. 3) Paläontogr., Bd 41, 1894, Bd 48, 1901 und Bd 53, 1907. *) Fauna der Vorwelt. Reptilien aus dem lithographischen Schiefer. Frankfurt a. M. 1860, Taf. IX, Fig. 1. A Vom Schädel ist nur zu bemerken, daß ich den Wechsel der auffällig schräg nach vorn gerichteten Zähne angeben ließ, die schnabelartigen Fortsätze der Kieferspitzen aber, die H. v. MEYER!) beobachtete, nicht zeichnen zu lassen wagte, weil ich mir über ihre ursprüngliche Form nicht klar wurde. Um die Beweglichkeit des sieben Wirbel umfassenden Halses anzudeuten, wurde er etwas gedreht und gekrümmt gezeichnet, ferner die ersten drei breiten Brustrippen als frei endigend, weitere vier aber mit verkalkten oder verknöcherten Sternocostalia ähnlich wie bei Vögeln an das sehr breite und flach gewölbte Brustbein befestigt; denn es entspricht das nicht nur PLIENINGERs Angaben bei Campylognathus Zitteli (1907, S. 222, Fig. 1), sondern auch H. v. MEYERs vorzüglichen Zeichnungen (a. a. O., Taf. X, Fig. 1). Das Verhalten der Bauchrippen und der hinteren Rippen wurde mir aber erst bei dem Vergleich mit einem sehr schön präparierten Sphenodon- Skelett klar, wenn auch unsere Form von dem Rhynchocephalen durch ihre krokodilartige Befestigung der Rippen an den Quer- fortsätzen der Wirbel, durch eine geringe Zahl (6) der Bauch- rippen und anscheinend auch durch den Mangel von Processus uncinati sich unterscheidet. Jede Bauchrippe besteht aus einem stumpfwinkelig geknickten Mittelstück und einem beiderseits sich daran anlegenden Seitenstück; die Rippen durften sich aber nicht so an sie anfügen, wie es PLIENINGER (a. a. O., 8. 222) bei Campylognathus fand, sondern wie bei Sphenodon, denn nach H. v. MEYERs Tafel IX und X sind genau solche zackige, knorpelige und vielleicht etwas verkalkte Sterno- costalia der hinteren Rippen vorhanden wie bei letzterem. Der Hinterrand des Brustbeines ist übrigens kaum ein natürlicher; es mag noch Knorpel vorhanden gewesen sein, der wie bei Sphenodon unter die ersten Bauchrippen reichte; da ich ihn jedoch nirgends erhalten fand, wurde er nicht gezeichnet?). Für die ventral sehr schmal erscheinenden zwei Lenden- wirbel und für die vier Sakralwirbel gab ein hier befindliches Original ZITTELs?) die beste Grundlage, für die Schwanzlänge 2) 2: 22.20, ax Kıo-se ?) Die Brustrippen sind zu stark gebogen, die Bauchrippen nicht schlank genug gezeichnet; auch sind die vorderen Sternocostalia, die ja im wesentlichen dorsoventral laufen, nicht perspektivisch verkürzt und die zackigen hinteren mehr schräg zur Längsachse des Körpers gezeichnet, als der Wirklichkeit entspricht. Es sollten eben diese Organe in der Figur möglichst deutlich erkennbar sein. ®) Paläontogr., Bd XXIX, 1882, Taf. III, Fig. 2. Ze Me, SE H. v. MEYERs Tafel IX, Fig. 1 und das vorzügliche Exemplar des amerikanischen Nationalmuseums!). Daß der Schwanz im Gegensatz zu mehreren Rekonstruktions- bildern ganz steif war, scheint mir aus seiner Erhaltung hervor- zugehen, da er höchstens geknickt, nie stärker gekrümmt vor- liegt, und ihm die Hülle der verknöcherten Sehnen offenbar besonderen Halt gab. Das Schwanzsteuersegel bildete zuerst MARSıl?) bei seinem Rhamphorhynchus phyllurus ab, der übrigens in den Proportionen von ungefähr gleichgroßen Exem- plaren des Rh. G@emmingi (= Münsteri) so verschieden ist, daß ich von einer spezifischen Identität nicht überzeugt bin. MARSH läßt es vertikal gestellt sein; denn die zarten Fort- sätze, die es spannen, sollen nach ihm einerseits in der Mitte . der Wirbelkörper als dorsale Dornfortsätze, andererseits zwischen ihnen als ventrale Fortsätze der Chevrons sich erheben. Ab- gesehen davon nun, daß ich bei Rhamphorhynchus Chevrons nirgends beobachten konnte, war ich auch nicht in der Lage, bei einem noch unbeschriebenen Exemplar der hiesigen Samm- lung, das die Haut und ihre zarten Träger vorzüglich zeigt, die Wirbelgrenzen sicher festzustellen, und fand die Träger z. T. opponiert, wonach es wohl Querfortsätze sein könnten. Für die Ansicht von MARSH spricht allerdings, daß bei dem in seitlicher Lage erhaltenen Exemplar des amerikanischen National- museums die Fläche des Schwanzsegels zu sehen ist, und daß stets die beiden Hälften ein wenig unsymmetrisch sind. Bei dem hiesigen Exemplar aber liegt die Haut in horizontaler Lage und für diese spricht auch eine flugtechnische Erwägung. Ein Vertikalsteuer nämlich war überflüssig, da ein geringer Mehrausschlag eines der großen Flügel eine Wendung des Tieres nach rechts oder links mit Leichtigkeit bewirken mußte, ein horizontales Schwanzsegel aber konnte als Höhensteuer gute Dienste tun, zumal da es an einem langen Hebelarm wirkte und so bemerkenswert weit hinter dem Schwerpunkt des Tieres lag. Die größten Schwierigkeiten bereiteten die Gürtel. Am vorderen stellte nämlich WILLISTON (a. a. OÖ.) bei Nycto- dactylus die Coracoidea und damit auch die Scapulae, die fest in einem mäßig spitzen Winkel mit ihnen verbunden sind, quer, also ungefähr senkrecht zur Wirbelsäule, und TORNQUIST?) gibt bei seiner Kritik der üblichen Diplodocus-Rekonstruktion D) Proc. U. St. Nation. Mus., Vol. XXX, Washington 1906. 2) Amer. Journ. Sei., Vol. XXIII, 1882, Taf. II. 3) Sitz.-Ber. Gesellsch. naturf. Freunde, Berlin 1909, S. 198, 199. mit Recht an, daß bei Reptilien diese Stellung die normale sei. Nun erwähnte aber WıLLIısTon!), daß bei Nyctodactylus die Facetten des Sternum für die Coracoidea nach oben außen gerichtet sind, und bei unserem Tiere würden seitlich gerichtete Coracoidea zu weit über den Brustkorb hinausstehen, auch würde die lange Cristospina des Brustbeines zwecklos kopf- wärts ragen. Vor allem aber ist nicht nur die Form der Scapulae vogelähnlich, sondern bei einer ganzen Zahl von Pterodactylus- und Rhamphorhynchus-Skeletten, besonders schön bei dem von Pterodactylus spectabilis H. v.M.?), läßt sich mit Sicher- heit feststellen, daß sie wie bei den Vögeln sehr spitzwinkelig zur Wirbelsäule gestellt waren, und daß die Coracoidea schräg nach vorn, oben und etwas außen sich richteten. Auch FÜRBRINGER’) gab diese Stellung als normal an, übernahm aber doch WILLISTONs Abbildung, indem er den Coracoiden große Beweglichkeit zuschrieb. Nun ist allerdings in starkem Gegensatze zu Flugvögeln das mediale Coracoidende nicht breit und fest dem Brustbeinvorderrande angefügt — es fehlt ja auch eine Furcula und eine hohe Crista sternn —, aber Exkursionen von der hier angenommenen in eine ganz quere Lage konnten die Öoracoidea bei einem guten Flieger doch kaum ausführen. Der Schultergürtel hat bei ihm eben infolge gleicher Lebensweise ebenso eine vogelähnliche Stellung er-. halten wie der Kopf, der ja auch von der Norm der Reptilien abweicht. Die freie Vorderextremität ist entsprechend hiesigen Originalen in völliger und halber Ruhelage, aber nicht seit- lich dem Körper angelegt, dargestellt, und so erscheint die Flughaut mehr oder weniger zusammengefaltet?). Jedenfalls war sie auch in gespanntem Zustande wenn auch breiter, so. doch relativ schmal und reichte zwar bis zur Körperseite, wahrscheinlich aber nicht bis zu den Hinterfüßen oder gar bis zum Schwanz, denn auch, wenn sie vorzüglich erhalten ist, findet man an jenen Teilen keine Spur davon’). Dagegen I) Field Columbian Mus,., Sn IN72708; Geol. Ser. Vol IR aN22>% Chicago 1903, S. 139, Taf. 42, Fig. 1. 2) Paläontogr., Ba, Taf. 1, 1861. 3) Jenaer Zeitschr., Ba 34, 1900, 3.360. *) Der linke Flugfinger ist ein wenig um seine Längsachse gedreht, um das Gelenk des Metacarpale und seines ersten Gliedes zu zeigen, wo ein olecranonähnlicher Fortsatz .eine Hyperextension verhindert. 5) Laut Mitteilung des hiesigen Sammlungsinspektors Loos besaß der verstorbene Naturalienhändler Kon dahier vor etwa 10 Jahren ein prächtiges Exemplar von Rhamphorhynchus, bei dem eine Flughaut von Sa oe 8 9 ern halte ich nicht für unmöglich, daß vorn am Arm vom soge- nannten Spannknochen aus, den PLIENINGER (1907, S. 301 ff.) wohl richtig als Metacarpale des ersten Fingers deutete, eine Haut zur Halsbasis sich ausdehnte. Die Krallenfinger dienten dem Tiere wahrscheinlich zum Aufhängen beim Schlaf, wobei es wohl den Kopf zwischen den Flügeln verbarg. Der starke Processus lateralis und medialis des Humerus wie die sehr große Brustbeinplatte, ihre lange Spina, die hinten in einen niederen Kiel ausläuft, boten starken Muskeln reichlich Ansatzstellen und sprechen wie die Flügelform und das Vorkommen der Tierreste für ein gutes Flugvermögen. Denn die Tiere, die wir fossil in marinen Schichten finden, lebten wohl als Fischfänger am Strande und flogen über die Meeresfläche hinaus. Was den Beckengürtel anlangt, so suchte ich bei PLIE- NINGER vergeblich exakte Angaben über das Verhalten der Symphyse der Ischia und über die Bedeutung des darin unter dem Hüftgelenk meistens vorhandenen rundlichen Loches. Letzteres fand ich nicht nur bei mehreren Exemplaren hiesiger Pterodactyli, sondern auch bei dem von ZITTEL (Paläontogr. 1882, Tafel III, Fig. 2) abgebildeten Rhampho- rhynchus und WILLISTON (a. a. O., 1903, Taf. 40) ja auch bei Nyctodactylus. Das Ischium umschließt nun zwar bei den Krokodilen mit dem Ilium zusammen eine Durchbrechung des Acetabulum, aber ein derartiges Foramen in ihm selbst kommt meines Wissens nie vor; dagegen ist bei Reptilien oft im Pubis ein Foramen obturatorium vorhanden, oder die verbundenen Pubis und Ischium umschließen ein Foramen ischiopubicum, das nicht selten auch jenes vertritt. Das Vorkommen dieser Öff- nung scheint mir unbedingt gegen PLIENINGERsS Ansicht zu sprechen, daß wir es nur mit einem Ischium zu tun haben, und für diejenige SEELEYs'), daß Pubis und Ischium hier innig verschmolzen sind. Die Gesamtform beider gleicht un- gefähr derjenigen der nicht verschmolzenen, aber direkt sich aneinanderlegenden Beckenknochen des Champsosaurus, eines Verwandten von Sphenodon?) und die spangenförmigen Knochen der Beckenregion bis zur Schwanzmitte sich erstreckte. Da der Ver- bleib des Fossils nicht zu erfragen war, kann ich nicht entscheiden, ob nicht vielleicht bei ihm nur die verknöcherten Schwanzsehnen auseinander- gequetscht waren und es vortäuschten, wie es bei dem hiesigen Originale von Kh. longimanus WAGNER der Fall ist. !) Ann. Mag. natur. hist., Ser. 6, Vol. VII, S. 237ff., London 1891. 2) BARNUM BROWN in Mem. Amer. Mus. natur. hist., Vol. IX, 1905, Taf. 4, Fig. 3, 4. ee 90 PEN davor sind also als Praepubes zu bezeichnen'). Sie bilden sicher eine z. B. bei dem erwähnten Originale ZITTELs noch erhaltene Symphyse; das Becken selbst aber ist auffälliger- weise, abgesehen von dem Originale des Campylognathus Zitteli (PLIENINGER, 1894, S. 214, Fig. 5) fast stets seitlich auseinandergequetscht erhalten, was nicht für eine engere mediane Verbindung spricht. WILLISTON wie einst SEELEY (a. a. O., 1891) nahmen eine Symphyse der Ischia trotzdem an; aber der erstere?) betonte seine Bedenken, weil der Beckendurchgang des Nyctodactylus dabei allzu eng für den Durchtritt von Eiern oder gar von lebendig geborenen Jungen wäre. Ich glaube deshalb, daß zwischen den beiden Ischio- pubica wie öfters bei Reptilien ein medianer Knorpelstreifen vorhanden war; ich ließ ihn aber nicht zeichnen und seine Breite zu groß annehmen, um in der Figur die Foramina ischiopubica und die mit der Wirbelsäule so fest verbundenen und vorn und hinten verlängerten Ilia gut sehen zu lassen. Ihre Ausbildung wie die der Hinterbeine, vor allem die schwache Krallenausbildung, spricht nicht dafür, daß die Flug- saurier ursprünglich Klettertiere waren, die ihre Flügel zuerst nur als Fallschirm gebrauchten, sondern, wie FÜRBRINGER (a. a. O., 1900, S. 664) ausführte, für ehemalige Läufer, die wie Vögel und viele Dinosauria halbaufgerichtet waren. Doch es würde zu weit führen, wenn ich mich über den wahrscheinlichen Erwerb des Flugvermögens verbreitete, über den DÖDERLEIN, v. BRANCA und v. NOPCSA erst vor wenig Jahren publizierten. Was endlich die Hinterbeine anlangt, so ließ ich sie in der Reptilstellung und die Zehen gerade gestreckt zeichnen, wie sie auch meistens erhalten sind. Doch muß ich bemerken, daß die kurze fünfte Zehe fast stets gekrümmt überliefert ist, z. B. an ZITTELs öfters genanntem Originale, und daß sie im Gegen- satz zu PLIENINGERS (a. a. O., 1907, S. 310) Angabe mehr als zwei Glieder hat?). Zum Schlusse möchte ich noch hervorheben, daß meine Rekonstruktion nur einen Versuch darstellt, der Wirklichkeit !) v. HUEnE (Anat. Anz., Bd 33, S. 402 ff., Jena 1908) suchte durch Studium der Muskelansätze für die Krokodile wahrscheinlich zu machen, daß deren meistens als Pubes angesehene Knochen, die PLIENINGER mit jenen ähnlich gelagerten der Flugsaurier verglich, Praepubes, die Pubes dagegen rudimentär seien. *) Amer. Journ. Anat., a. a. O., 1902, S. 300. ®) Die Länge des 4. und 5. Metatarsale ist in der Figur leider ein wenig zu groß angegeben, auch die der Glieder der 3. und 4. Zehe nicht ganz richtig. nahezukommen, und daß ich sie wie die Gründe, die mich bei ihrer Anfertigung leiteten, dem Urteile der Fachgenossen deshalb unterbreite, weil ich es für nötig halte, daß man endlich über den Bau der so hochinteressanten Flugsaurier ins klare kommt. 6. Uber den Fund von oberdevonischen Schwämmen in Polen. Von Herrn D. SOBOLEW. Warschau, den 22. Dezember 1909. In meiner in russischer Sprache vor kurzem erschienenen Arbeit über das Mitteldevon des polnischen Mittelgebirges!) sind in dem auf S. 365 angeführten Verzeichnis der Fauna des unteren Oberdevons auch Kieselschwämme erwähnt worden. Diese Schwämme wurden von mir 8 km südlich von Kielce auf dem nördlichen Abhang eines kleinen Zuges, der 1 km südlich von dem Dorfe Kowala verläuft, gefunden und ent- stammen einem Kalkstein, welcher über dem mitteldevonischen Massenkalk liest und von den Kalken und Schiefern des mittleren und oberen Öberdevons überlagert wird. Außer Schwämmen enthält der Kalkstein eine reiche, zum Teil schon von mir beschriebene?) Fauna, welche für das untere Ober- devon, den sogenannten Kadzielnia-Kalk (= Iberger Kalk des Harzes), bezeichnend ist, und zwar: Stromatoporen, Alveolites suborbicularis LaMm., Chaetetes sp., Syringopora sp., dann zahlreiche Arten der Gattung *Phillipsastraea (u. a. Ph. ananas GOLDF.), Cyathophyllum tinocystis FRECH, Cyath. caespitosum GOLDF., Endophyllum priscum (?) MÜNST., End. halliaeforme SOBOLEW, Hallia prolifera (?) A. R., jProductella sp., "Spirifer simplex PHILL., Spir. conoideus A. R., Spir. sp. (grobrippige Form), Athyris concentrica L. v. B., Atrypa reticularis L., A. desgquamata Sow., TRhynchonella acuminata MART., Rh. cuboides Sow., Pentamerus galeatus DALM., "Buchiola sp., Conocardium sp., Pleurotomaria Kadzielniae GÜRICH, * Tentaculites sp., *Orthoceras sp., " Goniatites gen. !) Materialien zur Geologie Rußlands, Bd. XXIV. 2) Ib. S. 220. Die Fauna dieser Fundstelle ist schon früher in der Literatur bekannt geworden, s. GÜRICH, N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. XIII, 8. 377. N u Von den oben angeführten Arten kamen manche (mit einem Sternchen * bezeichnet) in einem Handstück mit Schwämmen vor, andere (mit einem Kreuzchen bezeichnet) wurden auch mit Schwämmen zusammen bei Auflösung des Gesteins in Salzsäure beobachtet, gingen aber bei weiterer Einwirkung der Salzsäure verloren. Die Schwämme selbst wurden von mir in dem durch Verwitterung gebildeten Steinschutt am Fuße der schwamm- führenden Kalkfelsen gesammelt, teils lose und frei vom Gestein, teils im Gestein eingeschlossen, welches dann einen Habitus von echtem Schwammkalk besitzt: Die Schwämme bilden darin große, öfters in zusammenhängende Kieselmassen gekittete und infolge der Verwitterung aus den Kalksteinblöcken kantig hervortretende Anhäufungen. Aus solchen Stücken sind die Schwämme sehr leicht durch Auflösung des Gesteins in Salzsäure zu gewinnen, indem sie sich manchmal dabei als außerordentlich schön erhalten erweisen. Die: Präparierung der Schwämme setze ich noch immer fort, aber schon jetzt besitze ich in meiner Sammlung zahl- reiche Exemplare, die sich durch ziemlich große Mannigfaltig- keit der Formen auszeichnen. Es sind darunter mehrere Gattungen, vielleicht sogar mehrere Familien vertreten. Die paläontologische Bearbeitung des Materials erfordert natürlich viel Zeit. Ich hoffe aber später eine ausführliche Beschreibung dieser interessanten Spongienfauna geben zu können. Vorläufig kann ich nur sagen, daß alle Formen, bei denen ich überhaupt Spikule und Skelette beobachten konnte, der Ordnung der Hexactinellida und, da die Skelettelemente stets zu einem festen, regelmäßig gebauten Gerüste verschmolzen sind, der Unterordnung der Dietyonina angehören. Hier sei mir vergönnt, Herrn H. RAUFF in Berlin meinen Dank auszusprechen für seine wichtigen Hinweisungen auf die systematische Stellung derjenigen Schwämme, deren photo- graphische Abbildungen ich ihm während meiner Sommerreise vorzulegen Gelegenheit hatte. Er meinte, daß ich wohl die devonischen Vorläufer der jurassischen Craticularien, Tremadictyen, Sporadopylen usw. sefunden hätte, machte mich aber auch darauf aufmerksam, daß bereits J. M. CLARKE aus dem ÖOberdevon von New York einige dietyonine Spongien beschrieben hat. Die alte An- schauung, daß echte Dietyoninen im Palaeozoicum noch nicht existiert haben, ist also hinfällig geworden. 7. Über den Roßberg bei Darmstadt. Von Herrn G. KLEmM. Darmstadt, den 6. Oktober 1909. Unter gleichem Titel hat Herr E. BECKER in Heidelberg in dieser Zeitschrift!) mehrere Einwände gegen Beobachtungen über den Roßberg erhoben, die ich in einem Aufsatze „über einige Basalte und basaltähnliche Gesteine des nördlichsten Odenwaldes“?) mitgeteilt hatte. Die hauptsächlichsten Gegen- sätze unserer beiden Anschauungen bestehen darin, daß BECKER den Roßberg als eine ursprüngliche Kuppe betrachtet, : ich dagegen als das durch Erosion etwas aus seinem Neben- sestein herauspräparierte Ende eines Basaltschlotes, ferner daß er mindestens drei verschiedene, zum Teil durch spätere tektonische Vorgänge nebeneinandergerückte Basaltarten an- nimmt, während ich die verschiedenartige Ausbildungsweise des Basaltes an verschiedenen Stellen des Roßberges nur als schlierige Differentiation eines einheitlichen basaltischen Magmas betrachte. Was zunächst die äußere Form des Rolberees anbelangt, so kann ich dieselbe nicht als die ursprüngliche anerkennen, weil ich annehmen muß, daß seit der Eruption des Basaltes vom Roßberg eine so starke Erosion des ganzen Odenwaldes erfolgt ist, daß jede Spur der ursprünglichen, bei jener Erup- tion gebildeten Oberflächenformen zerstört worden ist. Wir kennen im Odenwalde eine ganze Reihe wahrscheinlich etwa gleichalteriger Basaltvorkommen, aber kein einziges läßt sich als ein Rest eines Stromes oder einer Decke oder Kuppe deuten, alle vielmehr nur als Schlot- oder Gangbasalte. Durch SALOMON °) und FREUDENBERG‘) ist am Basalte des Katzen- buckels nachgewiesen worden, daß dort seit seiner wohl im Miocän erfolgten Eruption ein Schichtenkomplex von min- destens 540 m Mächtigkeit abgetragen wurde. Ebenso ist es wohl allgemein anerkannt, daß auch das Vulkangebiet des Vogelsberges, das vielleicht noch etwas jünger ist als das des Odenwaldes, eine sehr starke Erosion erfahren hat, so daß ) Bd. 61, Jahrgang 1909, 1. Monatsbericht, S. 25—36. 2) Notizblatt des Vereins für Erdkunde und der Geol ogischen Landesanstalt zu Darmstadt. IV. Folge, 28. Heft, 5. 43—47. 3) Zentralblatt für Min., 1902, S. 651-656. #) Mitteilungen der Großherzog!. Bad. Geologischen LES SSEniEIN, Bd. V, S. 204. mo en man wohl annehmen darf, daß auch der nördliche Odenwald nicht unberührt von einer solchen geblieben sein kann. Von den im Basalt des Südbruches eingeschlossenen Tuff- schollen sagt BECKER '): „Vielmehr sind die neuerdings auf- geschlossenen Tuffmassen am West- bzw. Südwestrande unter- und überlagert von festem Basalt und deuten somit meines Erachtens an, daß wir es hier mit einer strato- vulkanischen Erscheinung zu tun haben, die mindestens zwei Effusionen erlebt haben dürfte.“ Aber jene Tuffmassen schwimmen derartig als unregelmäßig gelagerte und verhältnis- mäßig unbedeutende Schollen im Basalt, daß man sie meiner Ansicht nach unmöglich als noch in situ befindliche Reste eines Stratovulkans deuten kann, wie er sich vielleicht einst- mals hoch über dem Niveau des heutigen Roßberges aufgebaut haben mag. Der Basalt aber, der den Tuff umschließt, ist viel zu einheitlich und zu kompakt, als daß man in ihm zwei verschiedene Ströme sehen könnte, die doch im Kontakt mit dem Tuff stark porös und blasig ausgebildet sein müßten. Es ist gar kein Grund einzusehen, weshalb man die Tuffe im Basalte des Roßberges anders deuten sollte als wie diejenigen in den Basalten des Katzenbuckels oder des Otzberges, näm- lich als Schollen, die in den Eruptionskanal hineinstürzten und vom Basalt umhüllt wurden. Bis jetzt haben sich im Basalte des Roßberges und seinen Tuffen, abgesehen von einigen Einschlüssen von Kalkstein, deren geologische Stellung nicht sicher zu ermitteln ist, nur solche von Sandstein gefunden, die teils dem Rotliegenden, teils dem Buntsandstein angehören, aber keine genauere Bestimmung ihres ursprünglichen Hori- zontes gestatten. Vielleicht gelingt es aber noch einmal, Einschlüsse zu finden, mit deren Hilfe sich ermitteln läßt, in welchen Schichten ursprünglich der Eruptionsschlot des Roß- berges ausmündete, wie dies am Katzenbuckel so gut fest- zustellen ist. Den Basalt des Roßberges sehe ich als einheitliche Masse an, weil mir die Untersuchung des Materiales von etwa zwanzig über die verschiedenen Aufschlüsse verteilten Stellen alle möglichen Übergänge von hauynfreien oder doch sehr hauynarmen in hauynreiche Gesteine zeigte, und weil sich auch der Biotitgehalt als sehr schwankend erwies. Es erscheint mir deshalb BECKERs Annahme, daß die hauynfreien Stellen im SW und NO des Roßberges einem Gange hauynfreien Gesteines angehören, als durchaus willkürlich. Dr ara. 02 5.9% On, Über die Quetschzonen des Basaltes und seine Absonde- rungsformen bringen BECKERs Ausführungen nichts Neues. Mit Bezug auf die Absonderungsformen kann ich nur noch- mals erklären, daß die Erscheinungen, die sich zurzeit an der Westwand des Nordbruches beobachten lassen, durchaus nicht als Beweis dafür dienen können, daß dieser Basalt an einer schon vorhandenen, etwa NNW gerichteten Wand älteren Basaltes erstarrt wäre. Was der Grund für die daselbst wahrzunehmende eigentümliche Säulenstellung ist, die etwa senkrecht zu einer vertikalen Achse verläuft und sich nicht dem Bilde der meilerartigen Absonderung einfügt, welche die Hauptmasse des Basaltes im Nordbruche beherrscht, läßt sich zurzeit nicht ermitteln. Es dürfte aber meines Erachtens _ überhaupt in sehr vielen Fällen unmöglich sein, die Gründe für die eigentümlichen Absonderungsformen vulkanischer Ge- steine anzugeben, die so häufig durchaus nicht mit dem in den Lehrbüchern der Geologie gegebenen Schema überein- stimmen. Ich möchte z. B. an die merkwürdigen gedrehten Basaltsäulen des „Warkotsch“-Ganges bei Aussig erinnern, die ich im vergangenen Jahre bei den Exkursionen der Deutschen Geologischen Gesellschaft unter E. HiıBSCHs vortrefflicher Führung kennen lernte, oder an die auffallenden schrauben- flächenartigen Absonderungsplatten des Trachytes von der Sporneiche bei Messel, die ich kürzlich!) abgebildet habe. So muß ich denn unbedingt auf meiner Ansicht beharren, daß der Roßberg nur ein Basaltschlot ist, der seiner größeren Widerstandsfähigkeit wegen etwas die weicheren Schichten des unteren Buntsandsteins und des Rotliegenden überragt, in denen er aufsetzt, und daß die Basaltmasse trotz einer ja auch von anderen Basaltvorkommen bekannten Neigung zu schlieriger Ausbildung doch einen einheitlichen Charakter besitzt. !) Notizblatt des Vereins für Erdkunde und der Geologischen Landesanstalt zu Darmstadt, IV. Folge, 26. Heft, Tafel I. en 96 et Neueingänge der Bibliothek. ANDREE, K.: Neue Funde von Arthropleura armata JORDAN. S.-A. aus: Centralbl. Min. 1909, Nr. 24. Stuttgart 1909. Berg, G.: Die Bildung des Schlesiertales bei Charlottenbrunn. S.-A. aus: Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, XXX, T.T, H. 32 Berlin 309: Duparc, Louis: Recherches geologiques et petrographiques sur l’Oural du Nord, le Bassin de la Haute Wichera. Troisieme Partie, Geneve 1909. GERTH, H.: Echte und falsche Hydrozoen aus Niederländisch -Indien. S.-A. aus: Sitz.-Ber. der Niederrhein. Gesellsch. f. Natur- u. Heil- kunde zu Bonn 1909. — Timorella permica n. g.n.sp., eine neue Lithistide aus dem Perm von Timor. S.-A. aus: Centralbl. Min. 1909, Nr. 22. HÄBERLE, D.: Verzeichnis der Veröffentlichungen des Naturhistorisch- medizinischen Vereins zu Heidelberg von 1856 —1909. S.-A. aus: Verhandl. d. naturh.-mediz. Ver. zu Heidelberg, N.F. IX, 4.H. Heidelberg 1909. HARBORT, E.: Profil der Kreideschichten am Mungo. S.-A. aus: Abhandl. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst., N. F., H. 62. Berlin 1909. JENTZSCH, ALFR.: Große Züge im geologischen Bau der Provinz Posen. S-A. aus: Zeitschr. d. Naturwissensch. Abt. d. Deutschen Gesell- schaft f. Kunst u. Wissenschaft in Posen, XV. Jahrg., H.3. u. 4, Posen 1908. 2 Kranz, W.: Bemerkungen zur 7. Auflage der geologischen Übersichts- karte von Württemberg, Baden, Elsaß usw. nebst Erläuterungen von ©. REGELMANN S.-A. aus: Oentralbl. Min. 1908, Nr. 18—21. Stuttgart 1908. — Hebung oder Senkung des Meeresspiegels ? S.-A. aus: N. Jahrb. Min. XXVIIL. Stuttgart 1909. — Geologischer Führer für Nagold und weitere Umgebung bis Calw, Herrenberger Stadtwald, Horb und Altensteig. Nagold 1903. — Die Könverschen Hypothesen über Entstehung der Kontinente, Vulkane und Gebirge. S.-A. aus: Nr. 21 u. 22 der „Münchener Neuesten Nachrichten“. München 1909. | — Erdbeben im Vogtland. S.-A. aus: Nr.21 u. 22 der „Münchener Neuesten Nachrichten“. München 1909. Porrıs, ALESSANDRO: Sei Frammenti di Critica Geologica Pratica o Teoretica editi ed inediti occasionati dal Terremoto Calabro-Sieulo. Rom 1909. Rozen, Z.: Die alten Laven im Gebiete von Krakau. _ Ein petrographisch- chemisches Studium. Extrait du Bulletin de L’Academie des Seieuces de Oracovie. Cracovie 1909. SIMIONESCU, J., u. V. THEODORESCU: Note Preliminaire sur une Faune pontique de Moldavie. Extrait de la Revue: Annales Scientifiques de L’Universite de Jassy. Jassy 1909. STROMER, ERNST: Die Urwaler (Achaeoceti). S.-A. aus: Anatomischer Anzeiger XXXIII, 1908. Jena 1908. — Über die Bedeutung der fossilen Wirbeltiere Afrikas für die Tier- geographie. S.-A. aus: Verhandl. d. Deutsch. Zool. Gesellsch. München 1906. Wourr, W: Der Untergrund von Bremen. S.-A. aus: Diese Zeitschr. 61, Monatsber. 8-10. Berlin 1909. Zu Seite 86. tes, Monatsber. d. Deutsch. Geol. wa = kr ar FREI ENEETEN a Bela. TA a EN en En N an ee re ie Fr Rekonstruktion von Rhamphorhynchus Gemmingi H. v. M. Mi i we Br a Pe ta u head ARE 3122 7700 re im E er x OR > en‘, f = wi Y he) f: r # Yan ur Fu. Monatsberichte Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr. 2. 1910. Protokoll der Sitzung vom 2. Februar 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und erteilt dem Schriftführer das Wort zur Verlesung des Protokolls der letzten Sitzung. Das Protokoll wird verlesen und genehmigt. ‚Als neue Mitglieder wünschen der Gesellschaft beizutreten: Herr A. UHLEMANN, Plauen i. V., Sedanstr. 14 II, vor- geschlagen von den Herren ZIRKEL, WEISE, CREDNER. Der Bergschulverein zu Siegen, vorgeschlagen von den Herren LACHMANN, BORNHARDT, DENCKMANN. Herr Bergrat SCHREIBER in Zehlendorf, vorgeschlagen von den Herren BEYSCHLAG, GRÄSSNER, RAUFF. Herr cand. geol. GEORG KROLLPFEIFER, Berlin N 4, Invalidenstr. 43, vorgeschlagen von den Herren BRANCA, RECK, STREMME. Herr Dr. ScuoLz, Berlin NW 52, Werftstr. 3 II, vor- geschlagen von den Herren HAACK, HAARMANN, ÜRAMER. Der Vorsitzende legt die eingegangenen Druckschriften vor und erteilt Herrn HAARMANN das Wort zu seinem Vortrage = ——— 7 el / an Ar OF CO4 BON y Ay — Herr E. HAARMANN sprach über doppelte | (Loser 94 1911 > linien bei Ceratiten. (Hierzu 1 Texttafel.) \ Be Obwohl doppelte Loben bei Ceratiten schon beschtieäpo, ary 0 worden sind, so ist diese Erscheinung doch vielen wohl d : Sn wegen unbekannt, weil sie nie gut abgebildet worden 1st9): ı) Die dm bei Quensteprt: Handbuch der Petrefakten kunde, 2. Aufl., 1867, gibt den Verlauf der Lobenlinien ungenau wieder, 7 NO Es dürfte daher von Interesse sein, Abbildungen und erläuternde Bemerkungen zu geben, besonders da noch ergänzende Beob- achtungen gemacht werden konnten. Viele Ceratiten des deutschen Muschelkalks zeigen, wie aus den Abbildungen!) zu ersehen ist, außer einer auf dem Steinkern vertieft erscheinenden Sutur, die der Anwachslinie der Kammer- wand an der Schale, d. h. der „Normalsutur“ entspricht, eine oft als feiner Grat aus dem Steinkern hervortretende, kalkig-krystalline Lobenlinie, welche die erstere kreuzt. Sie verläuft gerader als die Normalsutur, jedoch in ihren flacheren Windungen dieser entsprechend; an den Loben zeigt sie keine Zähnelung, wie sie bei der stärker gewundenen Lobenlinie oft deutlich zu beobachten ist. Offenbar ist die kalkige Sutur- linie ein der Medianebene des Ceratiten näher als die ursprüng- liche Oberfläche liegender Schnitt durch die nach innen flacher werdende Kammerwand, während die Normalsutur gewisser- maßen als Projektion der Oberflächenlinie quer durch den Steinkern, d. h. senkrecht zur Richtung des Sipho, erscheint. Der Geratit kann also seine ursprüngliche, durch die Schale bestimmte Dicke nicht mehr haben, und es fragt sich, wie trotzdem das Bild der Normalsutur erhalten bleiben konnte. 0. ©. MaRSH?) fand als Ursache gleichmäßige Abwitterung, eine Erklärung, der wir durchaus beitreten müssen. Es ist von der Tatsache auszugehen, daß bei unver- witterten Ceratitensteinkernen die Lobenlinie vertieft er- auch ist deren verschiedenartiges Aussehen nicht zu entnehmen. In der 3. Aufl. des Werkes ist die Figur durch Umzeichnen noch weniger gut geworden. — Die Abbildung bei LAnGENHAN: Verst. d. deutsch. Trias, ıst durchaus mangelhaft. !) Erklärung zur Texttafel: Fig. 1: Ceratites nodosus (BRuG.) v. ScHrL. sp. Tonplatten. Quellenburg bei Osnabrück. Sammlung des Verfassers. °/, der natürlichen Größe. Fig. 2: C. semipartitus MonTr. Tonpl. Achenhausen. Sammlung der Kgl. Bergakademie zu Berlin. Etwas verkleinert. Fig. 3: ©. laevigatus PsıL. Tonpl. Steinbruch am Südende des Ziez- bergs bei Kniestedt (Bl. Salzgitter). Geologisches Landesmuseum in Berlin. Etwas vergrößert. 2) 0. C. MarsH: Über zweierlei Lobenlinien bei Ceratiten. Diese Zeitschr. XVII, 1865, Monatsber., S. 267—269. Sn 9 I Ewa scheint‘). Das homogene Material des Steinkerns wurde dann so gleichmäßig verwittert, daß aus den Vertiefungen ebenso viel abgetragen wurde wie von der übrigen Oberfläche, und so blieben auch ihre feinsten Formen erhalten. Sogar stark abgewitterte Exemplare zeigen das Bild der eigentlichen Lobenlinie in aus- gezeichneter Schärfe. Naturgemäß behält der Ammonit dabei auch seine gesamte Skulptur; man möchte beim ersten An- sehen manches Steinkerns meinen, ein durchaus unverwittertes Exemplar vor sich zu haben, bis man sich überzeugt, daß die jetzige, skulpturierte Oberfläche z. T. mit der Medianebene zusammenfällt, der Ceratit daher schon zum großen Teil abgewittert ist. Da die Scheidewände nach innen flacher, also ihre Quer- schnitte immer geradliniger werden, müssen sich die Linien in den Sätteln und Loben mit fortschreitender Verwitterung mehr und mehr voneinander entfernen, so daß auch aus ihrem Ab- stande das Maß der Abwitterung leicht zu ersehen ist. Der in Fig. 1 abgebildete Steinkern ist nach der Wohnkammer zu stark abgewaschen und zeigt deswegen hier gerade Kammer- wanddurchschnitte; diese werden von den sehr gewundenen, schon etwas undeutlichen Lobenlinien durchquert, an denen keine Zähnelung mehr erhalten ist, während man sie weiter nach hinten an der scharfen Sutur deutlich sieht. Je weiter zurück, um so mehr rücken, entsprechend geringerer Abwitte- rung, die Lobenlinien zusammen. Wir halten also das Bild der Normalsutur lediglich für eine durch Verwitterung entstandene Vertiefung im Steinkern, die als solche natürlich mit der Struktur des Gesteins nichts zu tun hat. Um so mehr muß eine Erscheinung überraschen, auf die mich Herr RıUFF freundlichst aufmerksam machte, und die in Fig. 2 abgebildet wurde. Aus dem Steinkern ist an zwei Stellen im Lobus der Normalsutur ein Stück schein- bar herausgebrochen. Die jetzt vorhandenen Vertiefungen sind nach unten von einer glatten, einer Kammerwand ganz entsprechenden Fläche begrenzt, während gegenüber dem Scheitel des Lobus eine Art Bruchfläche in den Vertiefungen zu sehen ist. Diese Erscheinung ist bei unverwitterten Cera- titen nicht auffällig, da beim Ausbrechen eines Stückes dessen Begrenzung durch die Scheidewand vorgezeichnet war. Bei ») Da die Scheidewände bei verwitterten Steinkernen als Er- höhungen hervortreten, so wird man schließen dürfen, daß die Schale und die Anwachslinien der Kammerwände aus leichter löslichem Material bestanden als die Scheidewände selbst. 7 N vorliegendem Ceratiten zeigen jedoch die Kammerwanddurch- schnitte, welche die ausgezeichnet erhaltene Normalsutur ziem- lich geradlinig durchschneiden, daß der Steinkern stark abgewittert ist. Diese Erscheinung könnte veranlassen, eine Erklärung durch Druck zu suchen, etwa in der Art wie sie auch MARSH (a.a. O., S.268) erwogen hat, nach der die nur z. T. mit Schlamm angefüllte Schale eingedrückt und dabei die Normalsutur dem Steinkern eingeprägt worden wäre. Es würden dann aber kaum die beiden Lobenlinien in der zu beobachtenden Schärfe und Gleichmäßigkeit erhalten geblieben sein, und auch die Sprünge der eingedrückten Schale hätten sich auf dem Stein- kern abzeichnen müssen. Dazu kommt, daß die meist vor- handene zertrümmerte Seite des Ceratiten bei Bildung der Schicht wohl seine Oberseite war!); die Unterseite wurde zu- erst mit Schlamm ausgefüllt, so daß die Schale auf dieser nicht in oben erwähnter Weise eingedrückt werden konnte. Gerade die nicht zertrümmerte, also Unterseite zeigt aber doppelte Loben in besonders schöner Weise. — Wir müssen uns daher auch die Vertiefungen in den Loben dadurch er- klären, daß sie durch Bleichmaßige Abwitterung immer mit tiefer see wurden. Eine andere Beobachtung kräftigt weiter die Erklärung von MARSH. Manchmal verlaufen zwischen beiden Lobenlinien diesen entsprechend feine Streifen, wie es in Fig. 3 dargestellt worden ist. Sie sind nur so zu erklären, daß, wie zu beob- achten ist, entlang dem feinen Grat der Kammerwand häufig eine kleine Furche ausgewaschen wird, die auch bei weiterer Abtragung erhalten bleibt?). MARSH erwähnt, daß er doppelte Loben auch bei Ammo- niten anderer Formationen gesehen habe, gibt aber nichts Näheres an. Zu vermuten ist die Erscheinung bei Ammoniten mit sehr gleichmäßigem Steinkernmaterial, also etwa bei solchen der Kreide. Wenn in der Regel Verwitterung unsaleicene wirkt, so sehen wir hier eine interessante Ausnahme. Es scheint, daß von Verwitterungsfaktoren in erster Linie Regen imstande ist, so gleichmäßige Abwaschung zu bewirken. !) Vgl. E. Psıuippr: Die Ceratiten des Oberen deutschen Muschel- kalkes. Paläont. Abh., Bd. VIII, H.4, S. 23. 2) Aus den feinen Riefen wird man auf Wechsel der Verwitterungs- intensität schließen dürfen. — N N Herr F. SCHUCHT sprach über die Frage der neuzeit- lichen Senkung der deutschen Nordseeküste. Die deutsche Nordseeküste hat sich in postglazialer Zeit um mindestens 20 m gesenkt. Den Beweis dafür liefern die unter Schlick begrabenen Moore und Wälder, die wir in den Marschen und Watten von Schleswig-Holstein bis zu den Niederlanden bis etwas über 20 m unter N.N. vorfinden. Die Bildung dieser Moore und Wälder dauerte bis zum Beginn der Litorinasenkung, in deren Verlauf dann die genannten Bildungen in ihr jetziges Niveau gelangten. Die Litorinasenkung hat jedoch in der jüngsten Alluvial- zeit einen Stillstand erfahren. Die Beobachtungen und Unter- _ suchungen, die für diesen neuzeitlichen Stillstand in der Küsten- senkung sprechen, sind folgende: Die Pegelbeobachtungen, soweit sie einwandfrei sind, so- wie die in den letzten Jahrzehnten ausgeführten Feinnivelle- ments lassen für die allerdings kurze Beobachtungsfrist auch nicht die Spur einer Verschiebung zwischen Küste und Mittel- wasser der Nordsee erkennen. Auch die Höhenlage zahlreicher über 500 Jahre alter baulicher Anlagen, wie Leuchttürme, Siele usw., gibt keinen Anlaß zur Annahme einer Senkung. Ferner zeigen die in den letzten 500 Jahren eingedeichten Marschländereien unter, sich keine wesentlichen Höhenunter- schiede, was doch der Fall sein müßte, wenn in dieser Zeit eine Senkung stattgefunden hätte. Dort, wo in den alten Marschen auffallende Höhenunterschiede vorkommen, sind sie zum Teil von Natur vorhanden (Hoch- und Sietland usw.), zum Teil dadurch entstanden, daß sich die Böden im Laufe der Jahrhunderte verdichteten. Durch Entwässerung, Verwitterung, Raubbau usw. wurden den Schlickböden viele Stoffe entzogen, die zu einer Volumverminderung führten; tonige Böden sacken sich mehr als sandige usw. Besonders senkt sich ein Marschland dort, wo Moorbildungen in seinem Liegenden auftreten, infolge Zer- setzung der Moorsubstanz und der Druckwirkung. Durch solche lokalen Senkungen, die oft 1—2 m betragen können, gelangen die Marschböden vielfach unter N.N. Gegen eine neuzeitliche Senkung sprechen vor allem die Verwitterungserscheinungen, namentlich die Entkalkung der alten und jungen Marschböden. Die Entkalkungstiefe der alten und jungen Marschen zeigt sehr auffallende Unterschiede. Der frisch angeschwemmte” Schlickboden ist kalkhaltig; der Kalk- gehalt, der mit dem Gehalt an abschlämmbaren Teilen wächst, enthält meist 3— 11 Proz. CaCO,. Böden, die etwa 500 Jahre — lang eingedeicht sind, sind im allgemeinen 1—4 dm, die alte Marsch jedoch bereits 1—2 m tief entkalkt. Dieser Vergleich weist auf ein Alter der Marschen hin, das noch in die vor- christliche Zeit zurückreicht. Eine fortdauernde Küsten- senkung müßte neue Überschlickungen mit sich gebracht haben, die sich mit Sicherheit feststellen lassen müßten. Für die Altersbestimmung der Marschen kommt noch in Betracht das Alter der Moore, die auf den alten Marschen lagern, z. B. des Kehdinger Moors. Dieses Moor ist aufgebaut aus Flachmoor, älterem und jüngerem Hochmoortorf. Die Oberfläche des Flachmoors liegt in demselben Niveau wie das Tiefland der angrenzenden alten Marsch. Das über 5 m mächtige Hochmoor zeigt keine Einschlickungen oder eine von der normalen abweichende pflanzliche Zusammensetzung. Seit Beginn der Hochmoorbildung ist demnach eine Aufschlickung der alten Marsch nicht erfolgt. Setzt man den Beginn der Bildung des jüngeren Moostorfs in die Zeit der Bohlwege — spätrömische Zeit — und gibt dem stark zersetzten älteren Moostorf ein doppelt so hohes Alter, so kann man das Alter der Hochmoore auf etwa 3- -4000 Jahre schätzen. Seit dieser Zeit kann auch keine wesentliche Senkung erfolgt sein. Endlich kann man auch aus der Höhenlage der Sohle der Wurten (Warfen) — der Wohnhügel der Ureinwohner — sowie aus verschiedenen Urnenfunden den Beweis gegen eine neuzeitliche Senkung der Küste ableiten. — Der Zuidersee, Dollart, Jadebusen usw. sind Einbrüche des Meeres in Gebiete der alten Marsch, deren Oberfläche infolge lokaler Senkung ein tieferes Niveau erhalten hatte; die Periode der neuzeitlichen Küstenzerstörung hat ihren Grund in den veränderten Flutverhältnissen der Nordsee, die sich aus der allmählichen Umgestaltung ihres Beckens und ihrer Verbindung mit dem Ozean ergeben haben. Ein eingehenderer Aufsatz über die Küstensenkung wird demnächst im Jahresbericht des Heimatbundes der Männer vom Morgenstern (Geestemünde) erscheinen. Zur Diskussion spricht Herr WOLFF. Herr O0. STUTZER sprach über Pechsteine von Meißen. Der erste Teil des Vortrages') behandelte die genetischen Beziehungen zwischen Dobritzer Quarzporphyr und !) Der erste Teil des Vortrages erscheint als briefliche Mitteilung im Monatsbericht 3. Pechstein. Vortragender schloß sich der von SAUER aufge- stellten Ansicht einer sekundären Entstehung des Dobritzer Quarzporphyres aus Pechstein nicht an. Er erblickt vielmehr in den Typen beider Gesteine relativ gleichzeitige Erstarrungs- modifikationen desselben Magmas, die im Laufe der Zeit beide in ihrer Art teilweise umgewandelt und zersetzt wurden. Auf diesen ersten Teil des Vortrags soll an anderer Stelle näher eingegangen werden. Der zweite Teil des Vortrags besprach die Beziehungen zwischen Obsidian und Pechstein. Der Hauptunterschied zwischen Obsidian und Pechstein besteht in einem verschieden hohen Wassergehalt beider Ge- steine.e Obsidian ist in der Regel fast‘ wasserfrei, Pechstein ist wasserreich. Daß die Grenze zwischen beiden Gesteinen keine scharfe ist, ersieht man aus folgender Tabelle: Tabelle 1. Wassergehalt bei natürlichen Gläsern. | Weasser- | Gestein Fundort , gehalt bzw. Analytiker Literatur ı Glühverlust | | Obsidian | Lipari, 0,23 LaGorıo | TscoH. M.M. 8, Mt. Campo 1887. bianco Obsidian | Basiluzzo, 0,48 GLASER Abh. bayr. Akad. Liparen | | I, Bd.XX,18%. Obsidian ObsidianClif, 0,62 | WnırtrieLp | VI. An. Rep. Yellowstone | U.S.S., CLARKE, Park 1. 168, 104. Obsidian Raudfossa- 0,82 | BÄCKSTRÖM | Geol. För. Förh. fjöll, Island | IRANSERSIHTE Obsidian | Teneriffa 091 | Lacorıo |Tsch. M.M. 8, | | | 1887. Obsidian | _ Cerro 1.10, EXGoRIor | ee MMS ı del Quinche, | 1887. ' Eeuador | Obsidian | Procida 137 LAGorıo | TscH.M.M. 8, | | 1887, S. 475. Bimsstein | Mono Lalle, 2,06 MervitLe U.S.S. Bull. 150, | Cal. | ' CLARKE, 168, | ı al) Obsidian 'MonoCraters, 2,20 _ Cuarrarp 8.1. An. Rep. Cal. | | 35.551882: 104 Wasser- Gestein Fundort gehalt bzw.| Analytiker Literatur Glühverlust Rhyolitperlit , Midway 2,76 Srores |U.S.$. Bull. 150, Geyser Basin, CLARKE, 168, Yellowstone 108. Perlitischer Treed River, 2,84 _ SMEETH Jour. a. Pechstein | New South Proc. Roy-Soc. Wales NewSouth Wales 28, 1894. Basis eines _ Plateau 3,12 LAGorıo |TscH. M.M. 8, Dolerites de la Croix- 1887. Morand, Mont-Dore Glas des Hlinik, 3,98 LEMBERG Diese Zeitschr. Sphärolith- Ungarn 35, 1883, 569. felsen Liparit- Hlinik 3,85 LAGorRIO | TscH. M.M. 8, pechstein | 1887. Liparitperlit Hlinik 3,99 LAGorıo | TscH. M.M. 8, ı 1887. Liparit- Rosita Hills, 4,05 EAKINS Cross Bull. Phil. pechstein Col. Soc. Wash. XI. 1891, CLARKE, 168, 150. Perlit Marekanka, 4,35 | WENJUKOFF | Trav. Soc. d. Nat. Kamtschatka | St. Petersburg 21, 1890: Pechstein Checker 4,59 Pırsson |U.S.S. Bull. 139, board CLARKH, 168, Creek Mont 129. Pechstein Cir Mbhor, 4,86 SHOFIELD | Quat.Journ. 1893. Insel Arran (Für höhere Werte siehe Tabelle der Pechsteine von Meißen.) Durch Angabe weiterer Analysen könnte der ganz all- mähliche Übergang zwischen wasserfreien, wasserarmen und wasserreichen natürlichen Gläsern noch dichter als in der obigen Tabelle belegt werden. Der Wassergehalt der wasserreichen natürlichen Gläser, der Pechsteine, wird heute von den allermeisten Petrographen für primär gehalten. Dieser Ansicht sei im folgenden eine andere gegenüber gestellt, nach welcher der allergrößte Teil des Wasser- gehaltes der Pechsteine sekundär ist, nach welcher die N Pechsteine nichts anderes sind, als alte Obsidiane, die im Laufe der Zeit Wasser aufgenommen haben. Für die Begründung dieser Meinung seien folgende Beobach- tungen angeführt. 1. Bei Annahme einer späteren Wasseraufnahme lassen sich speziell bei den Pechsteinen von Meißen viele Erscheinungen leichter erklären als bei Annahme eines primären Wasser- gehaltes. Es müssen hier zunächst alle diejenigen Gründe wieder- holt werden, welche SAUER anführte zum Beweise der sekun- dären Natur der „hochhydratisierten felsitähnlichen“ Substanz im Meißner Pechstein. (Ausgang dieser Gebilde: Perlitische Sprünge, Risse, Spalten und andere Diskontinuitäten; nachgewiesener höherer Wassergehalt dieser „felsitähnlichen “ Substanz als im benachbarten Pechsteinglase usw.) Hierdurch ist eine geringe sekundäre Wasseraufnahme (bis etwa 2 Proz.) im Pechstein bewiesen. Ferner ist schon seit längerem bekannt, daß die Quarze und Feldspate der Pechsteine von Meißen fast immer gänzlich frei von liquiden Einschlüssen sind. Diese Einschlüsse fehlen auch durchaus der glasigen Pechsteinmasse. Weiter mögen hier auch die sog. „wilden Eier“ der großen Pechsteinbrüche des Triebischtales angeführt sein. Diese „wilden Eier“ sind Felsitporphyrmassen, welche ganz unregel- mäßig und unabhängig von irgendwelchen Spalten und Klüften im frischen Pechstein eingebettet sind. Diese nußgroßen bis 3 m Durchmesser erreichenden rundlichen oder ovalen Gebilde sind (wie im ersten Teil des Vortrages auseinandergesetzt) primäre Krystallisationen und keine sekundären Gebilde und auch keine vom Pechsteinmagma mitgerissene Porphyrmassen. Sie sind so hart, daß sie kaum gebrochen werden können. Randlich sind sie von allen Seiten in charakteristischer Weise zersetzt, gleichsam als ob sie in einer festen wasserhaltigen Masse geschwebt hätten. Der graue Felsitporphyr des Kernes dieser Eier wird durch diese Zersetzung am Rande zunächst von einer schmalen rotgefärbten Zersetzungszone und dann von einer weiteren grünlichen Zersetzungszone umgeben. Diese bekannten, ringsum ausgebildeten Zersetzungszonen der „wilden Eier” sind sekundär und unabhängig von irgendwelchen Spalten und Klüften. Sie sind scheinbar entstanden durch Einwirkung des Wassergehaltes der umgebenden Pechstein- substanz. Es ist diese Zersetzung aber leichter erklärlich bei Annahme eines sekundären Wassergehaltes der Meißner Pech- steine. le — Hätte andererseits der Pechstein von Meißen von Anfang an seinen hohen Wassergehalt (6— 8 Proz.) besessen, so müßte beim Auskrystallisieren der aus Felsitporphyr bestehenden „wilden Eier“ der Wassergehalt dieses Teiles des Magmas frei geworden sein, und man müßte ihn heute noch in der umge- benden Glasmasse in der Form kleiner Blasen (bei 6—8 Proz. |Gewichtsprozent, kein Volumenprozent!] Wasser sogar von vielen Blasen) nachweisen können. Es ist dies aber nicht der Falle Es ist also auch hierdurch die sekundäre Natur des Wassergehaltes der Pechsteine wahrscheinlich‘). 2. Schon LEMBERG?) wies auf folgendes hin: Wenn ein Magma wirklich so bedeutende Mengen von Wasser absorbiert enthielt, wie wir sie heute im Pechstein finden, so hätte beim Erstarren ein Teil des Wassers dampfförmig entweichen müssen, und wir müßten in großer Menge Dampfporen im Pech- stein finden, etwa wie die Mandelsteinhohlräume. Letzteres ist aber nicht der Fall, und die Zahl der mikroskopischen Dampf- blasen ist sehr unbedeutend, oft sogar, wie bei Meißen, überhaupt nicht vorhanden. Die Annahme, daß alles Wasser sofort beim Erstarren gebunden wurde, ist aber nur ein Notbehelf, da nicht anzunehmen ist, daß nur so viel Wasser und nicht mehr im geschmolzenen Gestein absorbiert war, als es gerade in festem Zustande zu binden vermochte. 3. Der Wassergehalt der Pechsteine ist selbst in eng umgrenzten Gebieten großen Schwankungen unterworfen. So beträgt dieses Schwanken beim Pechstein des Triebischtales von Meißen 4,72 bis 15,16 Proz, wie aus der folgenden Tabelle ersichtlich ist (Tab. II und III). Bei einem gleichmäßigen Wassergehalte des ehemaligen Pechsteinmagmas wäre dieses Schwanken im Wassergehalte aber nur erklärbar durch Wasserabgabe während der Erstarrung. Eine derartige Wasserabgabe hätte aber in dem angeblich schnell erstarrten Glasmagma wieder Gasblasen hinterlassen müssen, die aber selbst als pseudomorphe Gebilde heute nicht mehr zu finden sind. Es ist daher eine derartige plötzliche Wasserabgabe während der Erstarrung unwahrscheinlich. Bei Annahme eines primären Wassergehaltes bleibt demnach diese ungleiche Verteilung des Wassergehaltes ein Rätsel. !) Sollte die primäre Bildung dieser „wilden Eier“ gleichsam als Krystallisationzentren im Pechsteinmagma nicht allgemein anerkannt werden, so kann man statt ihrer andere, primäre, wasserfreie Gebilde im Pechstein anführen, z. B. die auch von SAUER für primär gehaltenen Felsitkugeln des Kugelpechsteins von Wachtnitz. ?) LEMBERG: Über Gesteinsumbildungen bei Predazzo und am Monzoni. Diese Zeitschrift, Bd. XXIX, 1877, S. 506. ee Tabelle II. ı Wassergehalt 4 a bzw. en ER Nähere Bezeichnung Glühverlust Analytiker Inutenzaseugr Proz. | | Pechstein v. Meißen 4,72 Tnuomson | A.FREnzEL: Minera- logisches Lexikon. Leipzig 1874. Pechstein v. Meißen 4,73 ERDMANN do. (licehtbrauner,) | Pechstein 4,9 Brun | Briefliche Mitteilung vom Götterfelsen | | anR. Beck. Pechstein 9,15 | Enrıch ' A. Frenzer: Minera- vom Götterfelsen | ' logisches Lexikon. | Leipzig 1874. Pechstein vom 5,32 | SCHEERER | do. Götterfelsen (roter) | (Durchschnitt von 5 Analysen) | Pechstein vom 6.03 A. WEISBACH | do. Götterfelsen (roter) | Pechstein vom 6,15 | E. HUELIN | do. Götterfelsen (roter) | | I \ Frischer Pechstein 6,24 | SAUER Erläuterungen z. Sek- von Garsebach | | ' tion Meißen (Geol. | Karte von Sachsen), | I Sara Frischer Pechstein 6,25 | v. Schwarz | A. FrenzEL: Minera- von Garsebach | | logisches Lexikon. | | Leipzig 1874. 4. LAGORIO!) spricht sich ebenfalls für die sekundäre Natur des Wassergehaltes der Pechsteine aus. Einen primären, sehr geringen Wassergehalt hält er für denkbar, in den vul- kanischen Gesteinen aber für sehr unwahrscheinlich. Ein Be- weis hierfür liegt nach LAGORIO in den Bomben von Schwarzen- fels. Dieselben sind innen ganz krystallin, bis auf einen sehr geringen Gehalt an Basis, die reines Glas ist, die Rinde da- gegen ist sehr glashaltig (etwa °/;, der Masse). Sie enthält ganz frische porphyrische Krystalle von Plagioklas, Augit, Olivin. Der innere Teil der Bombe enthält 0,82 Proz. H,O, ) A.LAGorı10: Über die Natur der Glasbasis sowie der Krystalli- sationsvorgänge im eruptiven Magma. TSCHERMAKs Min. Petr. Mitt. 1887, S. 421. 105 — der äußere dagegen 2,10 Proz., das Glas der Rinde 2,85 Proz. Bei schwacher Rotglut verliert das Glas sein Wasser. Es ıst deshalb nicht anzunehmen, daß das Wasser primär ist, da die Temperatur beim Emporschleudern auch sehr hoch gewesen ist. Tabelle III. Nähere Bezeichnung Frischer Pechstein von Garsebach (grüner) (Durchschn. von 8 Analysen) Pechstein von Garse- bach bei Meißen Pechstein von Garsebach Rotbrauner Pech- stein von Meißen Brauner, durch- scheinender Pech- stein von Meißen Felsitpechstein von Meißen (ohne Ausscheidung.) Triebischtal bei Meißen Triebischtal bei Meißen Grüner, durch- scheinender Pech- steinvon Garsebach bei Meißen Wassergehalt bzw. Glühverlust Proz. 6,37 1,39 8,07 8,25 8,26 8,42 8,50 | 9,40 15,16 Analytiker SCHEERER LEMBERG SACKUR LAGORIO TAMMANN LAGORIO KLAPROTH DUMENIL TAMMANN 5. Durch wasserentziehende Mittel Wassergehaltes der Pechsteine dem Pechstein wieder zu entziehen. Literatur A. FRENZEL. Diese Zeitschr. 1877, S. 508. A. FRENZEL. Tsc#. M. M. 1887, S. 491. Zeitschr. f. physik. Chemie 1898, S.323. Tsc#. M.M. 1887, S. 490. A. FRENZEL: Minera- logisches Lexikon. Leipzig 1874. do. Zeitschr. f. physik. Chemie 1898, 5.323. ist ein Teil des Entsprechende Versuche sind von TAMMANN und LEMBERG angestellt und vom Vortragenden wiederholt worden. Da der Wassergehalt des Pechsteins nach den Unter- suchungen von TAMMANN!) von dem Wassergehalt der Atmo- ') @. Tammann: Über die Dampfspannung von krystallisierten Hydraten, deren Dampfspannung sich kontinuierlich mit der Zusammen- setzung ändert. Zeitschr. f. phys. Ch., Leipzig 1898, S. 323. le sphäre abhängt, so wurde das Ausgangsmaterial zwecks Er- langung eines bestimmten und einheitlichen Wassergehaltes von TAMMANN zunächst S— 14 Tage über 1 proz. Schwefel- säure verwahrt. Nachdem so die Substanzen mit gesättigtem Wasserdampf ins Gleichgewicht gekommen waren, wurde durch Glühen der Wassergehalt jeder Substanz bestimmt. Danach enthielt brauner durchscheinender Pechstein von Meißen 8,26 Proz. Wasser, grüner durchscheinender Pechstein von Garsebach bei Meißen 15,16 Proz. Wasser und schwarzer Pechstein von Arran in Schottland 5,44 Proz. Wasser. Diese über 1 proz. Schwefelsäure mit Wasserdampf ge- sättigten Pechsteine erlitten nun über einer Schwefelsäurelösung höherer Konzentration einen Wasserverlust, der mit der Länge der Zeit und mit der Konzentration der Schwefelsäure zunahm. Derselbe wird von G. TAMMANN in folgender Weise angegeben (Tab. IV und V). Tabelle IV. I. Brauner, durchscheinender Pechstein von Meißen. Wassergehalt 8,26 Proz. Das Aussehen ändert sich bei Wasserverlusten nicht. 3,136 g. Konzentration | | | der | Zeit | Gewichtsverlust Gewichtsverlust Schwefelsäurelösung, Proz. | Tage mg Proz. | | 10,0 | 5 0.2 | 0,005 20,3 | 5 0,2 | 0,005 29,2 3 1,6 0,04 40,6 5 3,0 0,07 40,6 7 | 3,4 0,08 50,1 4 | 1,2 0,17 60,4 B) | 17,4 0,42 70,3 6) 25,0 0,60 80,5 8 | 35,0 0,84 85,0 6 38,0 0,92 Aus diesen interessanten Versuchen TAMMANNS ersieht man, daß durch wasserentziehende Mittel dem Pechstein Wasser entzogen werden kann, und daß auch umgekehrt Pech- stein einen Teil seines Wassergehaltes aus der Atmosphäre sekundär wieder aufnimmt. Hierdurch dürfte sich vor allem die Verschiedenheit des Wassergehaltes der Pechsteine erklären. Nach LEMBERGs Versuchen ist das Wasser im Pechstein eben- falls nicht sehr fest gebunden. So verliert beim mäßigen Glühen — ll) = der Pechstein schon alles Wasser. Zudem verliert Pechstein von Meißen mit 7,61 Proz. Wasser nach dreiwöchigem Stehen über H,SO, bei Zimmertemperatur 1,72 Proz. H,O und bei etwas über 200° 3,31 Proz. Wasser, somit 4,30 Proz., d. h. mehr als die Hälfte seines ganzen Wassergehaltes. LEMBERG hält, wie er auch indirekt zu beweisen sucht, dem- nach den Wassergehalt der Pechsteine für durchaus sekundär. Leider greift er in seiner Schlußfolgerung zuletzt fehl. Fr läßt den Pechstein durch Wasseraufnahme nicht aus Obsidian, sondern aus Porphyr entstehen. Tabelle V. Il. Grüner, durchscheinender Pechstein von Garsebach bei Meißen. Gefundener Wassergehalt — 15,16 Proz. 4,312 & in linsengroßen Stücken. Konzentration | | der | Zeit Gewichtsverlust | Gewichtsverlust Schwefelsäurelösung Proz. Proz mg | Proz 29,0 10 1,8 0,04 40,6 3 3,6 | 0,08 50,1 5 13,2 | 0,31 50,1 7 13,4 | 0,31 60,4 4 24,6 | 0,57 70,3 3 32,2 | 0.75 80,9 3 40,8 0,95 - 85,0 8 46,0 | 1,06 Schließlich wurden auch vom Vortragenden selbst mit verschiedenen Korngrößen die TAMmMAnNschen Versuche an Pechstein wiederholt. Dieselben hatten folgenden Erfolg: Tabelle VI. Wasserverlust | Wasserverlust Nr. Korgröge., |. über 98 Proz | Pen a H,S0,*) Gewicht mm Proz. Proz. | Proz. 1 1:0 2050 022.086 6,15 01 2 0,5 —0,25 Bor a 5,98 | 6,58 3 0,25—0,26 0,73 | 6,07 | 6,80 4 | Feinster Staub 1,40 | 4,27 | 9,67 *) In 24 Stunden bei Luftverminderune. _- 11 — Aus allen diesen Versuchen ersieht man, daß der Wasser- gehalt der Pechsteine nicht fest gebunden ist, daß er teilweise von dem Wassergehalte der Atmosphäre abhängt, und daß er durch schwaches Glühen meist schon vollständig entfernt werden kann. 6. Schwieriger als die Entwässerung der Pechsteine ist die Hydratisierung des Öbsidians. Vortragender hat zu diesem Zweck Obsidian sechs Stunden lang bei sechs Atmo- sphären Druck der Einwirkung überhitzten Wasserdampfes aus- gesetzt, jedoch ohne den erhofften Erfolg. Es mögen hier aber einige Versuche von LEMBERG mit- geteilt werden. LEMBERG kochte Obsidian vom Ararat (Analyse 1) vier Monate lang bei 100° mit einer K,CO,-Lösung, wobei unter teilweisem Austritt von SıÖO, und Aufnahme von K,O0 das Silikat der Analyse 2 hervorging. Letzteres wurde durch dreitägiges Behandeln mit NaCl-Lösung in ein Natronsilikat, Analyse 3, übergeführt, wobei ein Teil des Alkalis als Wasser abgespalten wurde. Die Proben wurden lufttrocken analysiert. j. 9, 5, EROR N... 0,37 6,18 7,39 5:0, en 13,79 67.49 67,50 No... 14,30 02 Be } 15,24 15,54 Co. 1,22 0,91 0,70 Bo... 3,84 1,32 2.84 ta, 0 4,67 9,57 5,73 MO... 0,31 0,29 0,30 100,04 100,00 100,00 7. Bimssteine sind schaumige Gläser, meist schaumige Obsidiane. Sie entstehen beim Entweichen der im Magma eingeschlossenen Gase. Sie finden sich daher vorwiegend in Tuffen (als Lapilli) oder an der Oberfläche von Obsidian- ergüssen. Der Wassergehalt dieser Gläser ist schwankend. In A. Osann: Beiträge zur chemischen Petrographie, Stuttgart 1905, finden sich nur zwei Analysen angegeben, ein Liparit- bimsstein von Cabo de Gata in Spanien mit 6,10 Proz. H,O und ein Bimsstein vom Mono Lake in Kalifornien mit 2,06 Proz. H;,0. Der Wassergehalt dieser Bimssteine ist also höher als derjenige normaler Obsidiane. Trotzdem haben sie ihre schaumige Struktur durch Gasabgabe erhalten. Ein sekundärer Charakter des Wassergehaltes der Bimssteine ist demnach leichter verständlich als ein primärer. ul — Bei Annahme einer sekundären späteren Wasseraufnahme der wasserreichen vulkanischen Gläser müßte tatsächlich das Wasser von den Bimssteinen auch schneller aufgenommen werden als von den Obsidianen, da sie infolge ihrer schaumigen und primären Beschaffenheit eine größere Oberfläche darbieten. Es ist deshalb auch nicht verwunderlich, wenn die durch Gasabgabe schaumig gewordenen Obsidiane, die Bimssteine, einen höheren Wassergehalt besitzen als die sie begleitenden dichten Obsidiane. Daß die schaumige Struktur der Bimssteine zudem nicht durch Abgabe von Wasserdämpfen entstanden sein muß, zeigt uns die Untersuchung von BRUN an einer Obsidianbombe des Krakatau, die ringsum schaumig entwickelt ist. Der innere Obsidiankern enthält keine Spur von Wasser, wohl aber geringe Mengen anderer Gase, vor allem Chlor. 8. Für die sekundäre Entstehung des hohen Wasser- gehaltes der Pechsteine möge zuletzt noch folgendes sprechen: Tätige Vulkane liefern heute bisweilen Obsidian, aber, soviel mir bekannt ist, keinen Pechstein. In alten Schichten dagegen findet sich nur das wasserhaltige Glas, der Pechstein, nie aber Obsidian! Nach alledem hat die Ansicht, daß die Pechsteine ehemalige, im Laufe der Zeit hydratisierte Obsidiane sind, viel für sich. Sollte sich diese Anschauung im Laufe der Zeit allge- meine Anerkennung erwerben, so sind die weiteren Schluß- folgerungen von großer Tragweite. Der Wassergehalt der Pechsteine und die Dampf- exhalationen bei vulkanischen Ausbrüchen wurden bisher stets als die Hauptargumente für einen bohen Wassergehalt der Magmen hingestellt. Die sekundäre Natur der Dampfexhalationen ist durch die genauere Untersuchung von BRUN in letzter Zeit sehr wahrscheinlich gemacht, und es können die vulkanischen Dampfexhalationen heute nicht mehr als Beweis für den Wassergehalt der Magmen angesehen werden. Die sekundäre Natur des Wassergehaltes der Pechsteine ist in den vorher- gehenden Bemerkungen verteidigt worden. Sollten sich diese Untersuchungen weiter bestätigen, so werden zunächst alle diejenigen Hypothesen etwas ins Schwanken geraten, die zu ihrer Erklärung eines hohen Wassergehaltes der Magmen bedurften, vor allem die juvenilen Quellen (Quellenkunde! Erzlagerstättenlehre!) Falsch wäre es aber, jetzt in das andere Extrem zu ver- fallen und jeden Wassergehalt der Magmen zu leugnen. Viel- mehr ist nach den vorhergehenden Untersuchungen nur der Schluß gestattet, daß der Wassergehalt der Magmen zurzeit in unglaublicher Weise von sehr vielen Geologen überschätzt wird. An der Diskussion des ersten Teiles beteiligen sich die Herren BERG, ERDMANNSDÖRFFER, RAUFF und der Vortragende. In der Diskussion des zweiten Teiles sprechen Herr RAUFF und der Vortragende. Herr R. LACHMANN sprach über autoplaste (nicht- tektonische) Formelemente im Bau der Salzlagerstätten Norddeutschlands.') Die geologische Wissenschaft hat bisher die Tektonik der Kalilagerstätten vernachlässigt. Die Grundlagen: Plasti- zität der Salze und tertiäre Gebirgsfaltung, sind anfechtbar. Man hat die sehr bedeutenden Deformationen nicht berück- sichtigt, welche seit der Ablagerung innerhalb der Salzlager durch molekulare Umsetzungen von chemisch-physikalischer Art hervorgerufen wurden. Vulkanische Schlagrisse im Werratal beweisen die Sprödig- keit der Zechstein-Salzplatte zur Miocänzeit. Diese Schlag- risse finden die hauptsächlichsten Deformationen auch bereits ausgebildet vor. Man kann unterscheiden zwischen horipolaren, vertipo- laren, gyropolaren und apolaren Deformationen, je nach der Richtung der wirksamen Kraft. Die Deformationen der Zech- steinsalzlager sind überwiegend nicht horipolar, wie sie sein müßten, wenn sie durch tangentiale Gebirgsfaltung entstanden wären. Die Ursachen für eine autoplaste Deformation der Salz- lager sind: 1. Diagenetisch. Kieseritlagen haben sich durch Krystallisationskräfte direkt nach der Ablagerung zusammen- gekrümmt. Salzdecken sind als Schollen zerbrochen und haben sich unter ungleicher Belastung mit Konkretionen ver- bogen. 2. Epigenetisch. Es spielen metasomatische Vorgänge eine Rolle bei der Neubildung von Carnallit, die in keinem Kalilager fehlt und fast stets mit Deformation verbunden ist; >. Der Vortrag wird mit ausführlichen Belägen in den nächsten Heften der Zeitschrift „Kali“ unter dem Titel: „Studien über den Bau von Salzmassen. Erste Folge“ zum Abdruck kommen 8 — la — ferner bei der sogenannten Rekrystallisation, bei welcher nach einer von RIECKE angegebenen thermodynamischen Formel für die Deformation homogener Körper in Berührung mit der flüssigen Phase dadurch Deformationen auftreten, daß vaga- bundierende Lösungsfeuchtigkeit in die schlecht gemischten Salz- massen eintritt, und durch Diffusion entferntere Salzmassen in molekularen Massenaustausch treten (Bildung von Lösungs- und Ausscheidungsräumen, aktive Rekrystallisation), daß ferner die dazwischenliegenden Massen durch passive Rekrystallisation sich nach den Lösungsräumen hinbewegen. Letzterer Vorgang ist bisher fälschlich der „Plastizität“ der Salze zugeschrieben worden. Als Hauptdeformator der Salzmassen nicht nur in ihrem Innern, sondern auch in ihrer Lage zu den hangenden Schichten wird die „Pegosmose“ oder Salzauftrieb bezeichnet, welcher ein passiver Rekrystallisationsvorgang nach der hangenden Salzauflösungsfläche ist. | Auf der nachfolgenden Tabelle sind für die verschiedenen Deformationsursachen in den 4 Polaritäten und in hyperbolischer und asymptotischer Intensität an Stelle der bisherigen nichts- sagenden „Falten“ neue Wortbegriffe vorgeschlagen. Die merkwürdigsten Einwirkungen hat der Salzauftrieb auf die äußere Form der Salzlagerstätten hervorgerufen. Er verursacht die Ausbildung eines sog. „Salzspiegels“ (FULDA: Zeitschrift für praktische Geologie 1909, S. 25), womit zunächst nur die Erscheinung bezeichnet wurde, daß in vielen getrennten Gebieten das Steinsalz durch Bohrungen immer in derselben absoluten Teufe, welche weitaus in den meisten Fällen zwischen 100 und 200 m unter N.N. liegt, angetroffen wird. Der Salzspiegel bedeutet vom chemisch-physikalischen Standpunkt aus eine Gleichgewichtsebene, in welcher sich Salzauflösung und Salzauftrieb die Wage halten. Der Salz- spiegel kann sich in seiner absoluten Höhe halten, auch wenn das Gebiet von einer kontinentalen Senkung betroffen wird. Hierbei richten sich allmählich die absinkenden Schichten der Umgebung um den Salzkern auf. Schließlich durchsetzt ein Salzkörper senkrecht viele Kilometer die Erdhaut wie ein Geschwür die tierische Haut. Das Gebilde wird ein „Ekzem“ genannt. Nimmt man noch gewisse typische und aus dem Zusammentreffen von Hebung und Senkung mit der Ekzem- Ausbildung erklärbare Störungen hinzu, so lassen sich die eigenartigen Salzvorkommen in Norddeutschland von Hildes- heim bis Bremen und Hohensalza mit ihren Transgressions- lappen und inneren und äußeren Strukturen durch diesen spedoards Z— .— _ -— _ = 9WOZAyT on Esel mare | oe Broyuy 2 9Aey1uoy uodunyon.Ip uouon 79, pun Zunp jossoy 2 ne er uodunz | uadunyıom | -umyos el el on ewiojogg Sdouuf 'T -suy ‘08 | -uoyyoryog | "HITS | SPUR | yoddny (game -unyuojsny -zjeg) osousodog 'q Zunduryos u alu jossoy (u9uoIFeurojogq| ION Zunderq use zeyysE yoIgoe |oögngpgonil 9oyyoe pan 9ısuur ınıa ‘Jdweım = “Zunydweiy ON Sl N OR Den Sl uoddny |-21eS)snusıyewoseypm "V S 5 yyoıu yyoru yyoıa opuopeayos| Yyoıu N N Suaaı yasrouodıdsf °1I | I9WInM -1LIOSOLY (9591293 ua]joyas = nt = = 1 & ie -zjeS) yosıyouodergg "I -U0299 is P :9yDesıf]) -SUOTYEULIOJOA yos14oJd yosıyoq y9sı7oyd yosıpoq yosıJoyd yasıjoq yosıyoyd yasıjoq -wÄs® -ı9dAy -wÄse -19dAy -wÄse® -ıadAy -wÄse -ıodAy En een ea en :yeyisuoyuf aejode 1e]0d0143 zejodııoy aejodır.19A - 19dejzjeg: ı9p u9uoryewiogelg uoysejdoyne aıp ınJ eIdojourufe], 8° NO chemisch-physikalischen Vorgang ohne Mitwirkung der Tektonik erklären. Die tektonischen Einwirkungen auf die Form der Salz- lagerstätten sind mit Ausnahme der Absenkung zu den meso- zoischen und tertiären subhercynischen Versenkungsbecken gering. Es gibt keinen Fall, wo zweifellos tektonische Ver- werfungen im reinen Salz durch Bergbau aufgeschlossen sind, es läßt sich demnach auch nichts darüber aussagen, ob Ver- werfungen als Sprünge oder als Flexuren ins Salz eintreten. Den Einfluß der Faltung können wir schon deshalb nicht beobachten, weil das betrachtete Gebiet seit der Carbonzeit nicht mehr gefaltet ist. Die Reihung der Ekzeme an der Aller spricht für das Vorherrschen der asiatischen NW-Richtung auch während des Mesozoicums. Vom tektonischen Standpunkt aus gelangt man zu folgen- der Gliederung der Kalireviere: | I. Autoplaste Lagerstätten im Grunde der mitteldeutschen Triasbecken. A. Werra- und Fuldatal. B. Südharzrandbezirk. C. Mansfelder und Querfurter Mulde. II. Heteroplaste Lagerstätten in den subhercynischen Ver- senkungsbecken. D. Leinetal. E. Nordharzrandbezirk. F. Cönnern-Magdeburger Plateau und Vorsprünge. III. Autoplaste Lagerstätten im Senkungsbecken des nord- deutschen Flachlands. G. Hannover. H. Übriges Flachland. Aus anderen Ländern sind dem Vortragenden Ekzeme bekannt: aus Ungarn, vielleicht aus Rumänien, aus Algier und Louisiana. Hier hat kürzlich HArRrıs (Economic Geology 1909, S. 12 ff.) eine der vorgetragenen ähnliche Erklärung aufgestellt, die aber im einzelnen physikalisch nicht recht haltbar und für unsere Vorkommen unannehmbar ist. Die Bewegungsbilder in Salzlagern zeigen eine wohl mehr als zufällige Analogie mit folgenden bekannten geologischen Phänomenen: mit der Gletscherbewegung, mit der Ausbildung von Kalkkeilen und liegenden Falten in den Alpen und mit der Deformation krystalliner Schiefer. Sa lad Herr MENZEL sprach über: Die ersten Paludinen aus dem Posener Flammenton. An die Kgl. Geologische Landesanstalt zu Berlin gelangten vor einiger Zeit die Proben einer Bohrung von dem Ansiede- lungsgute Lopatken, Parzelle 31c, auf dem Meßtischblatte Goßlershausen in Westpreußen. Diese Bohrung, die im Gebiet der Endmoräne gelegen ist, wurde in der genannten Anstalt durch J. BEHR bearbeitet und wies nach dem im Jahrbuche der Geol. Landesanstalt veröffentlichen Schichtenverzeichnis') folgendes Profil auf: 0— 1m Geschiebelehm; 1— 8 - Geschiebemergel; 8-31 - Posener Ton; 31—33 - brauner Ton mit Pflanzenresten; 33—36 - grauer Ton; 36—40 - dunkelbrauner Kohlenletten mit zahlreichen Con- chylienresten (Paludina di.). Diese Conchylienreste waren Bruchstücke von Paludinen und anfänglich als Paludina diluviana KUNTH bestimmt und demgemäß die darüberliegenden tonigen Bildungen als eine Scholle von Posener Flammenton im Diluvium bezeichnet worden. Im Januar dieses Jahres übergab mir Herr JENTZSCH, der die Bohrung Lopatken in dem erläuternden Texte zu Blatt Goßlershausen zum Abdruck bringen wollte und die Paludinen- schicht für tertiär erachtete, die Paludinenreste mit der Bitte, dieselben genauer zu untersuchen und zu bestimmen. Meine Prüfung der Fossilreste ergab nun folgendes: Die leider nicht vollständig erhaltenen Paludinen, von denen etwa 6 größere, mehrere Windungen aufweisende Bruch- stücke und daneben eine ganze Anzahl Anfangswindungen und Stücke der letzten Umgänge vorhanden waren, gehören zu den Arten mit glatter Schale. Sie sind ungemein dick- schalig und haben gewölbte Umgänge und tiefe Nähte, wo- durch ein treppenförmiger Aufbau zustande kommt. Die jüngsten Windungen sind etwas stumpfer als die nächst- folgenden, so daß eine mehr eiförmig-kegelige Gestalt entsteht. Der Innenraum der Windungen ist länglich eiförmig, oben etwas gerundet und nicht in eine Spitze auslaufend. Es ist anzunehmen, daß dementsprechend auch die Mündung eine mehr gerundete Form hatte. 1) K. KritHack: Ergebnisse von Bohrungen V. Jahrb.d. Kol. Geol. Landesanst. f. 1907, S. 795. un dl Bei einem Vergleich mit den bekannten rezenten und quartären deutschen Arten, den ich sowohl an vollständigen Exemplaren wie vor allem auch an entsprechend großen Bruchstücken vornahm, stellte es sich als zweifellos heraus, daß die Stücke von Lopatken mit keiner von ihnen über- einstimmten. Paludina vivipara RossMm. und duboisianu Mousson, die von mir bei Phöben im jüngeren Interglazial nachgewiesene Art, haben rundere Windungen und tiefere Nähte, Paludina fasciata MÜLL. hat Ähnlichkeit, besitzt aber schon etwas flachere Nähte und zeigt die in eine Spitze ausgezogene Mündung. Alle diese Arten haben viel dünneres Gehäuse als die Stücke von Lopatken. Paludina diluviana KUNTH ist in ihrer typischen Form viel schlanker und hat viel flachere Nähte. Das letztere gilt auch von der breiteren Form var. crassa NEUM. Es lag nun nahe, zum Vergleich die Fauna des öster- reichisch-ungarischen Neogens heranzuziehen, und hier stellte es sich heraus, daß die Paludinen von Lopatken die größte Ähnlichkeit mit der Formengruppe besitzen, die mit der Paludina achatinoides DESH. der Congerienschichten der Krim beginnt und über Paludina Neumayri BRUSINA zu Paludina Fuchsi NEUM. hinführ. Am ähnlichsten scheint sie der Paludina Fuchst NEUM. zu sein, wenigstens was die Gestalt der 3 bis 4 jüngsten Windungen betrifft, die von den Lopatker Stücken allein zusammenhängend erhalten sind. Ob der letzte Umgang sich ebenso abplattet wie bei der echten Palu- dina Fuchsi NEUM., läßt sich nicht mit Sicherheit sagen, doch findet sich schon eine leichte Abplattung auf dem dritten Um- gang angedeutet. Jedenfalls ist die Lopatker Paludina in die Nähe der Paludina Neumayri BRUSINA und Fuchsi NEUM. in den NEUMAYRschen Stammbaum der Paludinen einzureihen, und ich möchte sie, bis etwa das Auffinden vollständiger Exemplare eine genauere Bestimmung ermöglicht, mit Palu- dina aff. Fuchsi NEUM. bezeichnen. Für die Beurteilung des Alters der Peach Flammen- tone hatte man bisher keine direkten Anhaltspunkte. Es stand für ihre Unterbringung die ganze Lücke zwischen dem Untermiocän der märkischen Braunkohlenbildungen, die sie unterlagern, und dem Diluvium, das über ihnen folgt, offen. Man hatte sie bisher im allgemeinen, ohne inneren Grund, ins jüngere Miocän gestellt. Es sind zwar schon seit längerer Zeit aus dem Flammenton Pflanzenreste durch JENTZSCH, V. ROSENBERG-LIPINSKY und MAAS erwähnt und auch be- stimmt worden, doch ist eine genauere Durcharbeitung des Pflanzenmateriales bisher nicht erfolgt und eine Altersbestim- a #19 Fa mung der Schichten auf Grund der Flora deshalb noch nicht möglich gewesen. Die Arten aus der Verwandtschaft der Paludina Neu- mayrı BRUSINA und Paludina Fuchst NEUM., zu denen die bei Lopatken neu entdeckten Paludinen aus den Posener Flammentonen zu stellen sind, stammen aus den unteren Palu- dinenschichten Slavoniens, die der levantinischen Stufe zugerechnet und im allgemeinen (wie es z. B. auch CREDNER tut) zum mittleren Pliocän gestellt werden. Wir werden uns deshalb durch die Paludinenfunde bei Lopatken, zumal die sie einschließenden Schichten auch nach meiner Ansicht keines- falls diluviale Bildungen darstellen, sondern sicher zum Tertiär ‘ gehören, veranlaßt sehen, die Posener Flammentone aus dem Miocän ins Pliocän hinaufzurücken und die Fundschichten, bei einer Dreiteilung des Pliocäns, etwa an die Basis der mittleren Abteilung zu stellen. In diesem Zusammenhange gewinnt eine Mitteilung aufs neue Interesse, die vor nahezu 30 Jahren Herr JENTZSCH in den Schriften der physikalisch-ökonomischen Gesellschaft ge- geben hat. Im 23. Jahrgang derselben (1882) beschreibt er unter dem Titel: „Über einige tertiäre Säugetierreste aus Ost- und Westpreußen“ neben anderem auch einen Mastodon-Zahn, der im Jahre 1834 im Kreise Thorn gefunden und durch die Königliche Regierung zu Marienwerder dem naturhistorischen Museum der Universität Königsberg übersandt worden war. Die näheren Fundumstände waren nicht zu ermitteln. Der Zahn zeigte die größte Ähnlichkeit mit Mastodon Borsoni HAYES, wich aber in manchen Stücken etwas ab. Herr JENTZSCH hat ihn deshalb als besondere Form unterschieden und ihn Mastodon Zaddachi genannt. Mastodon Borsoni HAYES ist nun aber zusammen mit Mastodon arvernensis CROIZ. et JOB. bezeichnend für das mittlere Pliocän Südeuropas. Da es aber, wie schon Herr JENTZSCH ausführte, nahezu ausgeschlossen erscheint, daß der Zahn von Mastodon Zaddacht von weither nach der Gegend von Thorn verschleppt worden ist, so wies auch dieser Fund schon auf das Vorhandensein des mittleren Pliocäns in Westpreußen hin. Diese Vermutung wird nun in neuester Zeit noch gestützt durch einen weiteren Fund von Mastodon im Posenschen'). In der Sammlung der Gesellschaft der Freunde der Wissenschaften zu Posen liegt ein weiterer Zahn !) Die Kenntnis vom Vorhandensein dieses Fundes verdanke ich Herrn JENTZSCH, der mir in entgegenkommendster Weise auch die Veröffentlichung desselben gestattete. a yo von Mastodon, der in diluvialem Kies in der Nähe von Obornik gefunden worden ist. Der Zahn ist nicht ganz vollständig und bedeutend stärker abgekaut als der erste, sonst aber vortrefflich erhalten. Durch ihn wird mit Sicherheit gezeigt, daß sowohl dieser wie der zuerst gefundene Zahn nicht etwa von Süden her nach Posen und Westpreußen verschleppt worden ist, sondern, daß die pliocänen Schichten mit Mastodon dort in Nordostdeutschland anstehend vorhanden sein müssen. Durch den Fund der gleichaltrigen Paludinen wird es wahr- scheinlich, daß diese pliocänen Schichten, aus denen der Oborniker Zahn von Mastodon (und wahrscheinlich auch der von Thorn) in das Diluvium aufgenommen worden ist, die Posener Flammentone oder wenigstens Schichten aus dem Verband der mit dem Namen Posener Flammentone belegten Schichtenfolge gewesen sind. Es muß an dieser Stelle schließlich auch noch darauf hingewiesen werden, was DEECKE in seiner „Geologie von Pommern“ auf S. 166 über das Tertiär im Lauenburger Kreise in der Nordostecke von Pommern ausführt. Hier ist nach ihm bei Zackenzin am Chaustbache seit 1838 ein Braun- kohlenflöz bekannt. „Man hat dort 11 Bohrlöcher gestoßen, die in 4—13!J, m fündig wurden und zwei durch Quarzsande getrennte Flötze zeigten, das obere 5 m dick, mit einem Streichen O-—-W und einem Fallen 8—10° N.“ „Höchst be- merkenswert ist die Angabe AXEIL SCHMIDTs, daß in dem Quarzsande Cyrena- und Paludina-Schalen beobachtet seien, die leider rasch zerfielen. Diesen Fossilien müßte aufs neue nachgegangen werden; vielleicht sind diese Schichten ganz jung, d. h. pliocän.“ Was hier von den Tertiärschichten bei Zackenzin gesagt worden ist, gilt auch von den Paludinenschichten der Lopatker Bohrlöcher. Auch ihnen müßte weiter und mit größter Sorg- falt im ganzen Gebiet von Westpreußen und Posen nach- gegangen werden, damit wir an reicherem und vollständigerem fossilen Material völlig einwandfrei das pliocäne Alter des Posener Flammentones darlegen können, das durch den bis- herigen Nachweis von Paludinenschalen im Bunde mit den Funden der Mastodon-Zähne schon in hohem Grade wahr- scheinlich gemacht worden ist. An der Diskussion beteiligt sich Herr JENTZSCH. V W. 0. BLANCKENHORN. RAUFF. STREMME. | | Briefliche Mitteilungen. 8. Über die Gliederung der oberen Schichten des Mainzer Beckens. Von Herrn A. v. KoENENn. Göttingen, den 1. Februar 1910. Herr ©. MORDZIOL hat soeben in den Verhandlungen des Naturhistorischen Vereins der preuß. Rheinlande und West- falens f. 1909, S. 165 einen Aufsatz veröffentlicht „Über die Parallelisierung der Braunkohlenformation im Rheinischen Schiefergebirge mit dem Tertiär des Mainzer Beckens und über das Alter der Cerithienkalkstufe“. Er gelangt darin zu dem Schluß, daß die „Cerithienkalkstufe“ des Mainzer Beckens dem Unter-Miocän angehört und gleich seiner Vallendarer Stufe fluviatilen Ursprungs sei. Er führte vorher aus, daß die Corbicula-Kalke als selbst- ständige Stufe fallen zu lassen seien, weil sie gegen die Cerithien- schichten sowohl als auch gegen die Hydrobienkalkstufe oft recht schwer abzugrenzen seien, weil, wie STEUER selbst be- merkte, das oft recht mißlich sei; denn die Bänke seien nicht überall typisch entwickelt, und in der mergeligen Facies fehlte die Muschel überhaupt, und weiter „es folgen an vielen Stellen über den Öorbicula-Bänken Mergel ohne die Muschel mit Hydrobien, manchmal aber auch ganz ohne Fossilien“. Dies würde aber gar nichts beweisen, wie auch in den älteren Formationen es oft sehr mißlich ist, eine ganz scharfe Grenze zu ziehen, wenn Schichten ohne Fossilien oder ohne bezeichnende Fossilien auftreten. Wenn ich aber auch heute noch auf der seit über 40 Jahren gewonnenen Ansicht beharre, daß eine befriedigende Abgrenzung der Corbieula-Schichten gegen die Hydrobienschichten nicht durchgeführt worden ist, so halte ich es doch für möglich und jedenfalls für sehr erwünscht, daß eine genauere Gliederung in diesen oberen Süßwasserbildungen noch vorgenommen wird. Die Begrenzung der Cerithienkalke usw. nach oben ist aber keineswegs eine künstliche und an solchen Stellen, wo über- — 122 — haupt die Aufschlüsse und Elemente für eine Trennung vor- handen sind, sehr wohl auszuführen. Vor allem sind die Cerithienkalke und Sande keineswegs „Nuviatilen Ursprungs“ ; selbst da, wo Landschnecken eingespült in Menge darin liegen, wie bei Flörsheim usw., beweist doch das z. T. massenhafte Auftreten mariner Formen, wie Mytilus socialis und Cytherea incrassata, Perna, Cerithium, Stenom- phalus, Cominella usw., daß es sich um Meeres-Ablagerungen handelt, so auch bei den Sanden von Klein-Karben. Von der Fauna sind Üytherea incrassata und eine Anzahl anderer Arten schon in älteren Schichten vorhanden oder den Cerithien- schichten eigentümlich, und verhältnismäßig wenige, namentlich Landschnecken, gehen bis in die Littorinellenschichten hinauf. SANDBERGER führte zwar die Melanıia Escheri aus dem Land- schneckenkalk von Hochheim als „äußerst selten“ an, doch ist dies gar nicht die typische, miocäne Art, die erst in den Corbicula-Schichten Frankfurts auftritt und bei Kalten-Nord- heim usw. sowie in Süddeutschland, der Schweiz und Frank- reich so verbreitet ist. Die Quarzschotter, Sande und Tone der „Vallendarer Stufe“ entsprechen wohl den Corbicula-Sanden der Wetterau und den Sanden usw., z. T. mit Quarziten und Geröllen, welche im Liegenden der stellenweise vorhandenen oder erhaltenen Braunkohlen sich weit nach Hessen und Hannover usw. hin- ziehen, häufig über marinem Oberoligocän liegen und FLIEGELS Tonen und Sanden im Liegenden der Kohle am Niederrhein gleichzustellen sind. 9. Über Feldspatresttone und Allophantone. Von Herrn H. STREMME. Berlin, den 21. Januar 1910. In einer Arbeit „Über Fällungen der gemengten Gele von Tonerde und Kieselsäure und deren Beziehungen zu Allophan, Halloysit und Montmorillonit“!) hatte ich versucht nachzuweisen, daß Allophan und seine Verwandten, die ich hier kurz als Allophantone bezeichnen möchte, als gemengte Gele von Tonerde und Kieselsäure zu betrachten sind. Über !) Centralbl. Min. 1908, S. 622—632 u. 661—669. ihre Verwandtschaft zu den anderen sog. „wasserhaltigen Aluminiumsilikaten“ hatte ich geäußert!'): „Von den Zeolithen sind sie scharf geschieden durch deren Krystallisationsfähigkeit. Man wird wohl annehmen dürfen, daß manche der gefundenen Allophane usw. nicht unmittelbar vor ihrer Entdeckung, sondern eventuell unendlich lange vorher entstanden sind. Dennoch sind sie amorph geblieben. Ebenfalls sind sie scharf geschieden von Kaolinit und den Tonsubstanzen der Tongesteine, mit denen sie in der empirischen Zusammensetzung so große Ähn- lichkeit zeigen. Aber während Kaolinit und Tonsubstanzen die unlöslichen Rückstände bei der Zersetzung der Feldspate sind, haben wir hier in der Regel wohl den Niederschlag aus wässerigen Lösungen. Diese andere Entstehungsweise bedingt die Verschiedenheit im chemischen und physikalischen Ver- halten.“ Diese kurzen Andeutungen gedenke ich hier zu ergänzen und zu versuchen, die Unterschiede zwischen diesen drei Gruppen von „wasserhaltigen Aluminiumsilikaten“ schärfer zu fassen. Dazu will ich auch hier, wie schon an anderer Stelle?) vorgeschlagen, Kaolinit, Kaolin und z. T. die Tonsub- stanzen der Tone als Feldspatresttone bezeichnen. Ein anderer Teil der Tonsubstanzen gehört sicherlich zu den Allophantonen, wie ich die gemengten Gele von Tonerde und Kieselsäure nennen möchte. Wenn ich Tonerde und Kieselsäure sage, so folge ich damit lediglich dem allgemeinen Sprachgebrauche, ohne damit die Tonerde als eine Base, die Kieselsäure als eine Säure betrachten zu wollen. Beide können sowohl Säure als Base sein, doch ist ihre Unterscheidung nach dieser Richtung hier zunächst nicht wesentlich. Die oben erwähnte Abhandlung hatte insofern ein erfreu- liches Schicksal, als sie CORNU zu seinem Entwurfe?) einer Syste- matik der Mineralkolloide anregte.e Er unterscheidet in der Gruppe der hier interessierenden Mineralien zwischen dem krystallisierten Kaolinit und seinen Verwandten einerseits und den „Tonerdekieselsäuregelen“ andererseits, zu welch letzteren er alle Verwitterungstone, die weißen Porzellanerden und die Mineralien der Allophangruppe rechnet. Der Zusammenfassung dieser drei chemisch so verschiedenen Produkte kann ich nicht zustimmen, wie ich nachstehend zu begründen versuche. D22222.0.,..3.,668. : 2) GAGEL u. STREMME: Über einen Fall von Kaolinbildung im Granit durch einen kalten Säuerling. Centralbl. Min. 1909, S. 467. 3) CoRNU: Über die Verbreitung gelartiger Körper im Mineralreich, ihre chemisch-geologische Bedeutung usw. Centralbl. Min. 1909, S. 332; ferner Zeitschr. prakt. Geol. 1909; Kolloid-Zeitschr. 1909. —. a2, 0 — I. Feldspatresttone. Der reinste Feldspatrest, Kaolin, hat die Formel Al, 0,.2Sı0,.2H,0. Er bleibt übrig bei der weitest möglichen Zersetzung hauptsächlich der Feldspate und wahrscheinlich auch der Feldspatoide durch kohlensäure- haltiges Wasser. Ein anderes Agens von der gleichen Wirkung ist bisher nicht bekannt geworden. Schwefelsäure, Salzsäure, Flußsäure, die Hydroxyde und Carbonate der Alkalien zer- setzen ihn, wenn auch z. T. nur langsam, können also nicht seine Entstehung verursachen. Organische Säuren, die eventuell ähnlich wirken könnten, sind in der Natur bisher nicht bekannt geworden. Durch Essigsäure wird er nach einem Versuche von Herrn VAN DER LEEDEN nur wenig angegriffen. 105g geschlämmten Zettlitzer Kaolins (bezogen aus dem Laboratorium für Tonindustrie, Berlin) wurden in einer Schüttelmaschine mit 800 cem Normalessigsäure geschüttelt. Nach 8 Tagen fanden sich in 700 ccm 0,0056 g Si 0, und 0,0097 g Al,O,, d. ı. 0,064 bzw. O,11 Proz. der lufttrockenen Substanz. Das Verhältnis in der gelösten Substanz ist ungefähr Sı 0, 1 A120, Hr. würde also ein Überwiegen der Tonerde über die Kieselsäure zeigen, wenn man bei diesen winzigen Mengen eine brauchbare Trennung von Kieselsäure und Tonerde durchführen könnte. Daß die Kohlensäure den reinen Feldspatrest nicht weiter zersetzt, zeigt z. B. die Porzellanerde des Gießhübler Säuer- lings!), deren Tonsubstanz, also Feldspatrest, nach EyMEs Be- stimmung auf die Formel stimmt. Dies zeigen auch jene Kaolinlager, die unter einer noch heute ständig Kohlensäure produzierenden Braunkohlendecke liegen. Die Zersetzung der Feldspate durch Kohlensäure gleicht nicht einer plötzlichen Zertrümmerung der Feldspatmolekel, sondern einer allmählichen und langsamen Auslaugung und Wasseraufnahme, wie die zahl- reichen Analysen zersetzter und verwitterter Feldspate zeigen. Die Feldspatreste zeigen Zusammensetzungen, die zwischen der der Feldspate und der des Kaolins schwanken. Auf die Verwandt- schaft des Kaolins zum Muscovit ist seit TSCHERMAKS Vor- gange oft hingewiesen worden. Auch Muscovit ist gelegentlich ein Kohlensäurezersetzungsprodukt der Orthoklase. Vielleicht verwittert, worauf VERNADSKY und RÖSLER hinwiesen, auch Muscovit zu Kaolin, wonach dann die Sericitisierung eine besondere Zwischenform der Kaolinisierung wäre. Analytische Daten stehen mir hierüber jedoch nicht zur Verfügung. Dagegen ist die Verwitterung des Biotites zu einem kaolinähnlichen ) GAGEL u. STREMME: 2.2.0. SE 0 Tone, also wohl einem Feldspatresttone, durch K. D. GLINKA') festgestellt worden. Die reinen Feldspatresttone der Porzellanerden?) sind zumeist wie die tonigen Zwischenprodukte bei der Feldspat- verwitterung recht schlecht oder nicht erkennbar krystallisiert. Gele sind sie aber nicht?). Ihr Wassergehalt nimmt mit fort- schreitender Zersetzung bis zu dem selten überschrittenen Maximum von etwa 14 Proz. zu, entsprechend etwa 2 Molekeln H;0. Diese Regelmäßigkeit ist bei Gelen nicht anzutreffen. Nach SEMIATSCHENSKY beginnt der Wassergehalt des Kaolins bei 300° zu entweichen. Volle Dehydratation tritt bei 700 bis 770° ein. Bei Gelen dagegen entweicht das Wasser schon bei niedriger Temperatur; die Entwässerung kann bei Zimmer- temperatur in wasserarmer Luft vollständig sein. Krystallisiert sind namentlich die chemisch verwandten Produkte des gelegent- lichen Thermalabsatzes, nicht der ständigen Thermal- zersetzung, Kaolinit, Nakrit u.a. II. Allophantone. Die Berechtigung, Allophan und seine Verwandten als Tone zu bezeichnen, ist in doppelter Hinsicht gegeben. Einerseits sind Tonerde und Kieselsäure ihre Hauptbestandteile, andererseits haben sie oft das Aussehen ziegeltonartiger Gebilde. Wir kennen unter ihnen neben solchen Al,O;, 1 A Os mit der Zusammensetzung Sog und Suor diese sind bei Feldspatresttonen zu beobachten) auch solche = 2 > —: Allophan selbst hat etwa 1 Al,0,.1Si10;; auch 1 Al,O,.0,31 SiO, ist nachgewiesen. Von hier ist ein Übergang zu dem nach CorNU und R£DLicH®) ebenfalls z. T. kolloidalen Bauxit denkbar. Durch Ersatz der Tonerde gegen Eisenoxyd können die sog. Eisenoxydhydrosilikate entstehen, von denen HINTZE in seinem Handbuche Ühloropal, Hoeferit, Nontronit, Pinguit, Fettbol, Gramenit, Hisingerit nennt. Kiesel- säurefrei oder -arm wären in dieser Gruppe die natürlichen Eisenoxydgele. Opal ist der reine Kieselsäuregel. Daß die ı) K.D. GLiskA: Untersuchungen im Gebiete der Verwitterungs- prozesse. St. Petersburg 1906, S. 68/69. (Herr Dr. SpuLskı übersetzte mir liebenswürdigerweise einen Teil der russisch geschriebenen Arbeit.) 2) RÖSLER: Beiträge zur Kenntnis einiger Kaolinlagerstätten. N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. XV, S. 263. 3) Ich habe mich in der mit GAGEL gemeinsam veröffentlichten Arbeit Cornus Ansicht angeschlossen, daß es auch kolloidale Feldspat- resttone gäbe, kann sie aber nicht aufrechterhalten. *) Cornu u. Repuıcn: Der Bauxit. Zeitschr. f. Chemie u. Industr. d. Kolloide 1909, H. 2. ne Allophantone Kolloide, und zwar Gele sind, glaube ich in der oben zitierten. Arbeit gezeigt zu haben. Ihr Wassergehalt schwankt zwischen 8, und 50 Proz. Ihrer Entstehung nach sind sie einerseits als kolloide Niederschläge aus wässerigen Lösungen (z. B. Grubenwässern, Braunkohlenwässern), anderer- seits nach LEMBERG, GLINKA und CORNU als die Zersetzungs- rückstände bei der Verwitterung der Zeolithe zu betrachten. Auch bei der Zersetzung von Augiten hat man ihre Entstehung beobachtet (Cimolit neben Anauxit aus Augit von Bilin, ähn- liches auch von GLINKA am Augit von Tschakwa beschrieben). Die Allophantone sind verhältnismäßig leicht in Säuren löslich. Im Gegensatz zu den Feldspatresttonen, die von Salzsäure auch angegriffen, aber nur langsam zersetzt werden, löst Salzsäure sie zumeist leicht auf. Auch Essigsäure wirkt auf Allophan wesentlich stärker als auf Kaolin. 5g luft- trockenen Allophans von Ohio, dessen Untersuchung Herr Geheimrat LIEBISCH liebenswürdigerweise ermöglichte, wurden von Herrn VAN DER LEEDEN mit 800 cem Normalessigsäure geschüttelt. Nach acht Tagen enthielt die trübe, nicht zu klärende Lösung 0,1418 g SiO, und 0,3523 g Al, O,, d.i. 2,9 bzw. 7 Proz. der angewandten Trockensubstanz. Die Zu- sammensetzung der gelösten Substanz bleibt innerhalb der Allophangruppe.. Die künstlich hergestellten Allophantone werden nach meiner Feststellung auch durch Kohlensäure zerlegt, woraus ich schließe, daß hier nicht die gleiche Bindung zwischen Tonerde und Kieselsäure besteht wie in der Gruppe der Feldspatresttone. Ebenso wirkt auch Sodalösung zer- setzend ein. In optischer Beziehung sind die Allophantone wie die amorphen Feldspatresttone isotrop, ev. ist Spannungsdoppel- brechung zu beobachten. ÜCORNU scheint bei den Allophantonen auch Wabenstruktur gefunden zu haben, was ebenfalls für ihre Kolloidnatur sprechen würde. III. Verwandtschaft der Allophantone mit den Zeo- lithen. COoRNU (a. a. O.) betrachtet als die krystalloiden Aus- bildungen der kolloiden Tone Kaolinit, Newtonit, Anauxit, Pyro- phyllit, Gümbelit, Talcosit und die kalihaltigen Agalmatholith, Hygrophilit, Bravaisit und Pinitoid. Unter diesen sind Pinitoid, Hygrophilit, Agalmatholith als Feldspatzersetzungprodukte mit dem Kaolinit zu den Feldspatresttonen zu zählen. Bravaisit wird von HınTzE auch dahin gerechnet. Newtonit, Anauxit, Pyrophyllit und Gümbelit werden von Säuren leicht zersetzt, sie gehören also wohl zu den Allophantonen; aber ihre Krystall- form ist zum mindesten nicht sicher festgestellt. Talcosit ist u HN en mir seinem chemischen Verhalten nach unbekannt. Die wenigsten dieser seltenen Mineralien sind übrigens von mehr als einem Fundort bekannt. Dagegen scheinen mir die Zeolithe eine beträchtliche Verwandtschaft zu den Allophantonen zu besitzen. DÖLTER!) hat aus Lösungen von Salzen, die Kieselsäure, Tonerde, kohlensauren Kalk und kohlensaures Natron ent- hielten, in verschlossenen Röhren bei einer Temperatur von 150—190° C krystallisierte Zeolithe, namentlich Analcim, Heulandit, seltener Chabasit, dargestellt. Bei gewöhnlicher Temperatur und im unverschlossenen Gefäße erhält man aus diesen Substanzen die Allophantone. Dieser Versuch legt nahe, die Allophantone als den kolloiden Zustand der Zeolithe zu betrachten. Nicht wenige gemeinsame Eigen- schaften verstärken diesen Eindruck. Die Löslichkeit in Salz- und Schwefelsäure ist die gleiche; Kohlensäure zersetzt auch die Zeolithe, und zwar, wie GLINKA am Thomsonit nachwies. unter Fortführung von Kieselsäure (in gleicher Weise werden gewiß viele Silikate zersetzt, aber das Fehlen dieser Eigen- schaft wäre bemerkenswert). In ihrer Zusammensetzung sind die Zeolithe recht schwankend, wohl stärker als unter Sılikaten im allgemeinen vorkommt. Aber ein wichtiger Unterschied von den Allophantonen ist der, daß >: nicht bekannt geworden ist. Der Wassergehalt verhält sich bei den Zeolithen ja bis zu einem gewissen Grade wie bei den Gelen. Manche Zeolithe, besonders stark z. B. Chabasit, Heulandit (Stilbit), Desmin, weniger z. B. Analcim und Natrolith, zeichnen sich dadurch aus, daß sie ihren Gehalt namentlich an Alkalien und alkalischen Erden schnell und fast vollständig gegen andere Basen austauschen. Gemessen wird dieser Austausch mit Chlor- ammoniumlösung und durch Bestimmung des aufgenommenen Stickstoffs.. Eine gewisse geringe Austauschfähigkeit kommt vielen Mineralien zu?). Aber charakteristisch für die Zeelithe ist die Schnelligkeit und Stärke ihres Austausches. Auch der Ackerboden zeigt einen schnellen und starken Basenaustausch. Da man als Träger dieses Austausches den in Salzsäure lös- lichen Kieselsäure- und Tonerdegehalt erkannte’), so hat man angenommen, daß die Zeolithe den Basenumtausch im Boden I) DöLTER: Über die künstliche Darstellung und die chemische Konstitution der Zeolithe. N. Jahrb. Min. 1890, I, S. 118 —139. 2) Vgl. GLinka: a. a. O., Kap. V. 3») Vgl. Gans: Jahrb. d. Geol. Landesanst. 1905, S. 179. — ld — bewirkten. Auch heute noch hält man vielfach daran fest, obwohl krystallisierte Zeolithe nie im Ackerboden beobachtet sind, auch nicht darin vorkommen können, da sie leicht ver- wittern') und dabei in Allophantone übergehen. Einen gleich starken Basenaustausch zeigen aber die sogenannten zeolithischen Silikate von GANS?), die ihrer Entstehung nach z. T. nichts anderes sind als die gemengten Gele (nach VAN BEMMELEN Adsorptionsverbindungen) von Tonerde und Kieselsäure, und zwar bei gewöhnlicher Temperatur auf wäßrigem Wege durch Zusammengießen von alkalischen Tonerde- und Kieselsäure- lösungen als Gallerte entstanden. Die aus saurer Lösung gefällten zeigen den Basenaustausch nur schwach, werden aber durch Behandeln mit Alkali ebenfalls stark austauschend. Der auf dem Schmelzwege hergestellte, technisch so wertvolle Permutit von GANS, zeigt zwar die starke Austauschfähigkeit. Ich bin aber nicht sicher, ob man ihn den Allophantonen zurechnen kann. Auch der natürliche Allophan scheint starken Basenaustausch zu zeigen. Der obenerwähnte Allophan von Ohio gab nach einer Untersuchung von Herrn VAN DER LEEDEN bei zweitägigem Schütteln mit der KnoPpschen Chlor- ammoniumlösung die Hälfte seines 1,62 Proz. betragenden Kalkgehaltes an die Lösung ab und nahm Ammoniak auf. Wenn die Glieder der Allophantonreihe den Austausch der Basen vermitteln und die gleiche Eigenschaft des Acker- bodens an in Salzsäure leicht lösliche Tonerde und Kieselsäure in nicht krystallisierter Form gebunden ist, dann ist der Schluß berechtigt, daß die Bodenzeolithe die kolloidale Modifikation der krystallisierten Zeolithe, d.h. die Allophantone, sind. Herr Dr. VAN DER LEEDEN im Mineralogischen Institute der Universität Berlin hat die weiteren experimentellen Unter- suchungen zur Trennung der beiden Tonmineralformen und zur Feststellung ihrer Verbreitung in den Tongesteinen auf meine Veranlassung begonnen. !) Vgl. CorNU: Über die Paragenese der Mineralien, bes. der Zeolithe. Öst. a Berg- a. Hüttenwesen 1908, Nr. 8; auch GLINKA: a. a. O., Kap. 2) Vol. a Jahrb. d. Geol. Landesanst. 1905, S. 179. 10. Bemerkungen zu Prof. JOHANNES FELIX: „Über eine untertertiäre Korallenfauna aus der Gegend von Barcelona.“ ") Von Herrn PAUL ÖPPENHEIM. Gr.-Lichterfelde b. Berlin, den 5. Februar 1910. Herr Prof. FELIX hat im verflossenen Jahre in den Palae- ontographica Untersuchungen über alttertiäre Korallen der Um- gegend von Barcelona publiziert, welche wie alles, was sich auf dieses teilweise recht stiefmütterlich behandelte Thema bezieht, gewiß sehr dankenswert und von besonderem Interesse sind, zumal für diejenigen, welche, wie der Verfasser dieser Zeilen, auf dem gleichen Gebiete schon des wiederholten tätig zu sein Veranlassung hatten. Beim Durchblättern der mir von dem Verfasser freundlichst übermittelten Arbeit stieß ich auf einige die von mir aufgestellte Goniaraea octopartita be- treffende Bemerkungen, welche den porösen Charakter dieser Koralle anzweifeln und die Form lieber zu Astrocoenia, und zwar in die Nähe der A. aegyptiaca FELIX, gestellt sehen wollten. Dies war für mich die Veranlassung zu einer er- neuten Durchsicht meines eigenen Materials von dieser Art und zur Übermittlung desselben an den Leipziger Forscher, welcher dann seinerseits mir gegenüber brieflich unumwunden seine Bedenken zurückzog und mich gleichzeitig einlud, einige Bivalven und Echiniden, welche er nachträglich von Herrn GREBEL in Genf aus den korallenführenden Horizonten der Casa Llucia erhalten habe, einer Untersuchung und Bestimmung zu unterwerfen. Ich habe diese Aufforderung gern akzeptiert und werde weiter unten darüber berichten. Gleichzeitig habe ich mich bemüht, über die genaue Lage des Fundpunktes zu einer Klarheit zu kommen. FELIX war es nicht gelungen, die Fundpunkte „Casa Llucia“ und „Antigua ciudad de Jespus“ in der geologischen Beschreibung der Provinz Barcelona von MAURETA und THOS y CODINA?) aufzufinden, und ich hatte ı) Palaeontographica 56, 1909, S. 113 ff. 2) Ich weiß nicht, ob es sich hier um 2, wie FELıx annimmt, oder 3 Autoren, wie ich glaube, handelt. Nach meinem Lexikon bedeutet das y nur „und“, danach würde ich auf 3 Autoren schließen. Das Werk, welches für die hier behandelte Frage belanglos zu sein scheint, liegt mir nicht vor. I zuerst den gleichen Mißerfolg mit dem grundlegenden Werke von CAREZ°), obgleich mir das ungefähre Niveau der korallen- führenden Schichten aus diesem einigermaßen klar war. Ich nahm dann Veranlassung, an Herrn Chefingenieur LouIs M. VIDAL in Barcelona zu schreiben, und erhielt von diesem Herrn, mit welchem seit Jahren in erfreulichen Beziehungen zu stehen ich mir zur Ehre schätze, eine genaue Aufklärung. Die beiden von FELIX angegebenen Fundpunkte, deren Namen heute in dem Gebiete nicht mehr angewendet werden, liegen in der Nähe des Dorfes Castelloli in der Umgegend von Igualada. Beide Punkte werden auf der das Werk von CARrEZ begleitenden geologischen Karte der spanischen Pyrenäen, und zwar auf der den östlichen Abschnitt behandelnden Tafel III, auf dem süd- westlichen Abhang des Mont-Serrat im WNW von Barcelona eingezeichnet, der erstere auch in der von VIDAL angewandten Orthographie, der zweite als Castel-Oli. Beide liegen auf e 2, den „Marnes a Serpula spirulaea et Orbitolites“, was dem Mergelkomplex mit ÖOrbitoiden, d. h. Orthophragminen, des Priabonahorizontes, entsprechen würde. Auf dem Profile, welches CAREZ, a. a. O., S. 164, von Igualada zum col de Bruch auf Fig. 35 gibt, ersieht man einmal die sehr bedeutende Mächtig- keit dieser blauen Mergel und auf S. 163, daß diese sich in ausgesprochen diskordanter Lagerung („en stratification franchement discordante“) auf die Kalke mit Nummulites perforata auflegen, wie dies auch auf Fig. 32 gezeichnet ist. Man sieht aber gleichzeitig, daß diese blauen Mergel, und zwar gerade oberhalb Castel-Oli, noch von einer Reihe von Schicht- systemen überlagert werden, als welche CAREZ aufführt in auf- steigender Reihenfolge: Nr. 3. Calcaire a Pecten, aus welchen er Östrea gigantea?, Spondylus cisalpinus AL. BRONG. und zahlreiche Crassatellen aufführt, dann Nr. 4. Marnes & (yclolites Borsonis MicH. mit Voluta Dezanconı Bay. und Natica sigaretina DESH., dann Nr.5. Galcaire a Polypiers, Nr. 6. Calcaire ä Cerithes mit einem (Campanile, welches mit Cerithium giganteum nicht identisch sein soll, und endlich Nr. 7 die mächtigen, mehr als 1000 m an Mächtigkeit gewinnenden Konglomerate, welche die ganze Masse des Mont- Serrat zusammensetzen, und deren Identität mit dem Poudingue 3) Etude des Terrains erdtaees et tertiaires du nord de ’Espagne. Paris 1881. de Palassou des nördlichen Pyrenäenrandes wohl ganz zweifel- los ist!). Daß dieses letztere Schichtenglied, die Konglomerate, bereits dem unteren Oligocän angehört, dürfte ebenfalls keinem Zweifel unterliegen. Ebenso klar dürfte aber sein, daß die darunter- liegenden, sehr mannigfaltigen Absätze in der Gesamtheit dem Schichtensysteme entsprechen, das zumal an dem Steilufer von Biarritz so typisch und schön aufgeschlossen ist. Es dürfte also wohl gänzlich den Priabonaschichten in meiner Fassung an- gehören. Wie hier die Beziehungen zu den nordeuropäischen Ab- sätzen zu suchen sind, möchte ich an dieser Stelle nicht von neuem eingehender diskutieren, nachdem in den letzten Jahren von französischer und italienischer Seite so viel Material zur Klärung dieser Frage herbeigebracht worden ist. Ich möchte nur darauf hinweisen, daß mir, ohne dadurch meine vollständige Überein- stimmung festlegen zu wollen, am sympathischsten die Stellung ist, welche Herr Boussac letzthin bei der Besprechung des Profils von Biarritz dieser Frage gegenüber eingenommen hat?). Um nun von dieser kleinen generellen Abschweifung auf unsern Spezialfall, das Profil von Castel-Oli und die in ihm enthaltenen Korallen, zurückzukommen, so steht für mich fest, daß die Provenienz dieser Korallen in jedem einzelnen Falle ermittelt werden müßte, da CarEZ (a. a. 0O., S. 163 unten) schon an der Basis der blauen Mergel bei Pobla de Claramunt Monbuy riesenhafte Korallenstöcke angibt, und weiter aus Nr. 4 den Uyclolites Borsonis MICH., also entweder Cycloseris Perezi MILNE EDWw. und HAIME°) oder eine verwandte Form, wie sie deren auch FELIX in seiner Monographie beschreibt. Die große Mehrzahl der bei FELIX behandelten Korallen scheint aber aus Nr. 5, d.h. aus demjenigen Horizonte zu stammen, welcher sich nach oben fast an die Konglomerate anschließt, von denen er nur durch einen sehr harten, grauen Kalk mit riesigen Cerithien von 20 m Mächtigkeit getrennt ist, Es wird hier schon von CAREZ eine Reihe von sehr charakteristischen Formen zitiert, welche sich auch bei FELIX finden, so der !) Vgl. über diesen u. a. VIGUIER: Note sur la position du Poudingue de Elesnn. B.S.G.F. (III) XIV, Paris 1885 — 86, 5.582 ff. — DE Rou- VILLE: Note sur le poudingue de "Palasson. Tbidem, S. 584 fl. — Abbe Poväch: Reponse aux observations de M. VIGUIER et M. pn RoUuVILLE, s1odn, des Poudingues de Palassou. B.S. G. F. (III) XV, 1886—87, 9 Note sur la succession des faunes nummulitiques A Biarritz. B.S. 2 F. (IV) VIII, Paris 1908, S. 237 £f. ®) Histoire naturelle des Coralliaires 118252 Paris 1860. 9* —. do 0 — Trochocyathus van den Hecker M. Epw. et HAIME, Placosmilia strangulata D’ACH. und Leptawis bilobata MıcH., wobei natür- lich die generischen und teilweise auch die spezifischen Namen bei beiden Autoren wechseln, man aber aus dem Zusammen- hange klar erkennt, daß es sich um dieselben Formen handelt. Es ist also um so interessanter, daß sich in diesem hohen Niveau neben typisch eocänen Formen eine Reihe von Arten findet, welche wir sonst nur im ÖOligocän in den Schichten von Sangonini und Üastel Gomberto zu finden gewohnt sind, und als deren charakteristischste ich nach FELIX hervorheben möchte die Litharaea rudis REUSS, Astraeopora decaphylia REUSS, Mycetoseris hypocrateriformis MıcH., Hydnophyllia bicarenata REIS und eine Reihe von weiteren Hydnophyllien. Die mir von Herrn FELIX übergebenen, nach der Angabe des Sammlers aus den gleichen Schichten stammenden Fossilien umfassen 3 große Bivalven und 4 kleine Echiniden. Was die ersteren anlangt, so sind sie restlos auf die allbekannte Cardıta imbricata LK. des Pariser Eocäns zurückzuführen, welche eine ebenso bedeutende horizontale wie vertikale Verbreitung besitzt. Sie ist nicht nur im Anglopariser Becken reich vertreten, son- dern findet sich auch im südlichen Eocän, wo sie am nördlichen Alpenrande!) (Kressenberg), wie in der Umgegend von Nizza, wie in Venetien, z. B. in Ronca und San Giovanni Ilarione, sehr häufig ist und bis nach Kleinasien vordringt. Vertikal reicht sie mit aller Sicherheit bis in den Gombertohorizont hinein, aus welchem sie mir wie schon THEODOR FucHSs in typischen Stücken vorliegt?). Es ist also eine sehr langlebige und darum für die Horizontierung leider wenig brauchbare Type. Was die Echiniden anlangt, so möchte ich 3 von ihnen, obgleich sie ziemlich verdrückt und teilweise der Schale beraubt sind, um so mehr auf den allbekannten Ditremaster nux DESOR?) zurückführen, als mir einmal vollständig entsprechende Stücke schon aus früheren Zusendungen des Herrn VIDAL von S. Elena de Amer aus der Provinz Gerona vorliegen, und außerdem auch Herr LAMBERT in seiner vorzüglichen Monographie der fossilen Echiniden der Provinz Barcelona‘) diese Type gerade !) FRAUSCHER: Das Untereocän der Nordalpen. Denkschr. der Wiener Akademie, M.-N. Kl. 1886, S. 37 ff.; vgl. S. 109. 2) Vgl. meine Bemerkungen in dieser Zeitschr. 1900, S. 272. 3) Vgl. meine „Revision der tertiären Echiniden Venetiens und des Trentino, unter Mitteilung neuer Formen“ in dieser Zeitschr. 1902, S. 224. ! #) Vgl. „Description des Echinides fossiles de la province de Barcelone“ in Mem. de la Soc. geol. de France 1902, S. 41. zu la — aus der Umgegend von Igualada mit dem Bemerken zitiert, daß die Individuen von dort etwas abgerieben seien („sont un peu frustes“). Auch diese Form ist leider nach meinen bis- herigen Untersuchungen!) vertikal wie horizontal äußerst ver- breitet und geht nach meiner Auffassung wie nach Annahme von COTTEAU durch das ganze Eocän, wenngleich sie wohl in den Priabonaschichten zu kulminieren scheint. Der letzte kleine Echinidenrest ist ein typisches Uyphosoma oder viel- mehr ein Fragment eines solchen und entspricht leider nicht den bisher von LAMBERT aus der Provinz Barcelona von dieser Gattung mitgeteilten Formen. Er hat zwar eine unleugbare Ähnlichkeit mit Coptosoma Haimei DESOR bei LAMBERT, unterscheidet sich aber durch zartere und kleinere Stachel- warzen wie durch die fast ausschließliche Zusammensetzung der ambulacralen Großplatte aus nur 5 Teilen. Ich möchte diese Form auf die Art zurückführen, welche LAUBE seinerzeit als Cyphosoma pulchrum beschrieben hat, und mit einem Fragment identifizieren, welches ich selbst in meiner Revision auf S. 174, Textfig. 7—8, aus den Tuffen von San Giovanni Tlarione beschrieben und abgebildet habe. Es ist dies auch eine Form, welche aus dem Horizonte von San Giovanni Ilarione, d.h. aus typischem Mitteleocän, bis in die Priabona- schichten heraufreicht?). Ich habe natürlich nicht umhin können, nachdem ich mich dem von FELIX eingehender behandelten und für mich so interessanten Thema näher zugewendet hatte, auch die Detailuntersuchungen des Autors eingehender zu prüfen, und ) Vgl. meine „Priabonaschichten“, Palaeontographica, Bd. 47, 1901, S. 107, und „Revision der venetianischen Echiniden“ S. 224. 2) Ich ersehe nach der Niederschrift dieser Zeilen, daß P. pr LoRıoL 1905 in seinen „Notes pour servir ä l’etude des Echinodermes“ (II) 3, S. 4 (120), T.I, Fig. 2, von dem gleichen Fundpunkte der Umgegend von Barcelona, Antigua ciudad de Jespus, ein Coptosoma armatum be- schrieben und abgebildet hat, zu welchem möglicherweise das mir vor- gelegte, inzwischen bereits an Herrn Feuıx zurückgesandte Fragment gehören könnte. Zu näheren Vergleichen bin ich augenblicklich nicht mehr in der Lage und muß es mir aus dem gleichen Grunde versagen, festzustellen, in welchem Verhältnis dieses Coptosoma armatum steht zu C. pulchrum LAUBE, mit welchem es P. pE LorIoL nicht verglichen hat. Uber die äußerst geringfügigen Unterschiede zwischen Cyphosoma und Coptosoma, welche nur in dem Fehlen der Verdopplung in den Ambu- lacralporen in der Nähe des Apex und in etwas gröberer Miliarskulptur bei der letzteren Gattung bestehen, wolle man Desors Synopsis, S. 86 u. 91, vergleichen. Nach Corrrau: Echinides tertiaires in der Pale- ontologie francaise a. a. S. 486 ff. gibt es überhaupt keine typischen Cyphosomen im Tertiär, und würden aus dieser Formation nur Copto- somen vorliegen. —. NSA = bin dabei für eine‘ Reihe von Formen zu abweichenden An- sichten gelangt, welche ich im folgenden dem wissenschaft- lichen Publikum nicht vorzuenthalten mich für verpflichtet an- sehe. Diese Betrachtungen mögen in Anlehnung an die spezielle Beschreibung der Arten bei FELIX hier folgen und zugleich den ‘Schluß dieser meiner Mitteilung ausmachen. » Actinacis delicata REUSS. S. 118. » Neben der Art, welche FELIX zum Vergleiche heranzieht, kommen hier noch andere sehr nahestehende und im Niveau besser passende Formen in Betracht, so die A. cognata mihi, welche ich aus dem Mitteleocän von Cormons beschrieben habe), und eine weitere Form, welche ich aus den Priabona- schichten von . Preöista in Mazedonien angab’). _ Ich möchte gleich. hier darauf hinweisen, daß diese von mir kurz be- handelte mazedonische Fauna, welche FELIX anscheinend ent- gangen ist, die allerinnigsten Beziehungen zeigt zu derjenigen um: Barcelona, und dies trotz der so beträchtlichen geographi- schen Entfernung. Hier in Pre£ista ist nicht nur die Korallen- fauna aus oligocänen und eocänen Elementen gemischt, sondern es findet sich das gleiche bei den Mollusken, worüber ich a. a.0., S. 155 dieser Zeitschr., nachzulesen bitte. Goniaraea octopartita OPPENH. S. 118, 119. Diese Form wird, was FELIX entgangen ist, von mir bereits in ihrer ursprünglichen Beschreibung‘) aus der Mokattamstufe von Bir-el-Fachm in Ägypten angegeben und später von mir?) aus Pre&ista in Mazedonien zitiert. Daß sie zu den perforaten Korallen gehört, wie ich stets behauptete, davon hat sich Herr FELIX, wie er mir jetzt schreibt, an der Hand meiner Stücke überzeugen können. Nicht nur ist das ganze Korallenskelett fein porös, sondern es finden sich auch einzelne größere Löcher in den Septen und zumal in der Columella. Eine gewisse Ähnlichkeit mit Astrocoenien ist gewiß vorhanden, und. ich zweifle auch nicht, daß ein Teil !) Beiträge zur Paläontologie Osterreich-Ungarns, Bd. XIII, Wien’ 1901, 8. 182, Taf. XII, Fig. 7; Taf. XIV, Fig. 5. 2) „Neue Beiträge zur Geologie und Paläontologie der Balkan- halbinsel“ in dieser Zeitschr. 58, 1906, S. 153. 3) Beiträge zur Paläontologie Österreich- -Ungarns, S. 201, Taf. XVI, Fig. 11; Taf. XVII, Fig. 4—4a. Ay aa. 0, diese Zeitschr., S. 153. dessen, was FELIX seinerzeit!) als A. aegyptiaca beschrieben und abgebildet hat, meiner Goniaraea zufallen dürfte. Soweit ich mich entsinnen kann, existiert aber in Ägypten neben der (Goniaraea auch eine Astrocoenvia, so daß beide Arten Fxistenz- berechtigung hätten. Sollte ich mich darin täuschen, so wäre mein Speziesname octopartita naturgemäß einzuziehen und durch die FELIXsche Bezeichnung aegyptiaca zu ersetzen. Ich würde dann aber auch keinen Anspruch darauf machen, als Autor dieser neuen Art zu figurieren, weil ich ihre richtigere generische Bezeichnung aufgefunden hätte. Ich würde dies hier nicht ‘hervorheben, wenn ich nicht prinzipiell meinen Standpunkt hierin im Gegensatze zu FELIX dahin präzisieren möchte, daß die Aufstellung einer neuen Art dem Entdecker ein ewiges und unverkümmerbares Recht gewährt allen Schwan- kungen der Nomenklatur gegenüber, denn die Schöpfung eines neuen Begriffes aus dem Chaos der Erscheinungen ist und bleibt die eigentliche Tat und das Grundlegende. FELIX kommt in seiner Arbeit, wie schon früher in seiner Mono- graphie der Gosaukorallen?), auf das alte Prinzip zurück, demjenigen die Art zuzuerkennen, welcher sie in diejenige Gattung gestellt hat, die er als die systematisch passende an- erkennt. Das ist der Standpunkt vieler alter Autoren, besonders D’ORBIGNYs, und hat seinen praktischen Übelstand darin, daß es die so häufig notwendigen Forschungen über die Entstehung des entsprechenden Artbegriffes natürlich äußerst erschwert; es ist aber auch gewissermaßen, moralisch betrachtet, eine Un- gerechtigkeit und ein Undank gegen denjenigen, welcher den Begriff ursprünglich erschaffen hat und führt außerdem zu einem beständigen Wechsel, da über die generischen Zusammenhänge der Formen naturgemäß viel schwieriger eine Einigung unter den Forschern herzustellen sein wird als über den Begriff der Art, welcher, wenn er auch in sich unnatürlich sein dürfte, dennoch als Funktion unseres menschlichen Denkens wohl eine allgemeine Geltung beanspruchen darf, wenn er ursprünglich richtig geprägt wurde‘). .!) Diese Zeitschr. 1884, S. 432 u. besonders 438, Taf. IV, Fig.5—6. 2) Die Anthozoen der Gosauschichten in den Ostalpen. Palaeonto- graphica 49, 1903, S. 163 ff. 3) Ich freue mich, hier hervorheben zu können, daß sich neuerdings Herr G. F. DoLtrus in CossmAnns Revue critique de Pal&ozoologie 1910, S. 61, bei Gelegenheit seines Referats über die uns hier beschäftigenden Untersuchungen von J. FzLıx in demselben Sinne und fast mit den gleichen Worten geäußert hat! — — floh — Dendracis Haidingeri REUSSs. S. 120. Die Dendracis-Arten bedürfen wohl einer neueren Revision, welche sich auf den Typus der von MILnE EDWARDS und HAIME aufgestellten Gattung, die D. Gervillii DEFR. aus dem Eocän des Cotentin, mit zu erstrecken haben wird. Ich mache hier nur darauf aufmerksam, daß MıLNE EDW. und HAIME selbst neben dieser D. Gervilli!) auf S. 162 eine Madrepora Gervellii angeben, der sie eine, wenn auch kurze, Beschreibung widmen, und welche ebenfalls aus Hauteville im Cotentin stammen solle. Für beide Formen wird dasselbe Zitat bei DEFRANCE und dieselbe Abbildung bei MICHELIN?) angegeben. Das merkwürdigste ist, daß beide im Index Ss. 525 als Madrepora Gervillii nebeneinander zitiert werden, so daß also hier die Schreibweise @ervellii noch klarer als Druckfehler hervortritt. Es scheint schon hieraus hervorzugehen, daß bei der Aufstellung der neuen Gattung Dendracis von den beiden Autoren nicht mit derjenigen Sorg- falt verfahren wurde, welche zwar in solchen Dingen Pflicht ist, deren Fehlen aber bei einer so gewaltigen Arbeitsleistung wie der dort vorliegenden verziehen werden kann. In Wirk- lichkeit ist es schwer, bei großen Materialien, wie sie mir aus dem Eocän des Cotentin vorliegen, Zweige der Dendracis Gervillii in allen Fällen von verwandten Madreporen zu unter- scheiden, wie denn überhaupt eine neue Bearbeitung der teil- weise nur sehr ungenügend bekannten Korallenreste des Pariser Beckens und seiner Nachbargebiete eine sehr dankenswerte Aufgabe sein dürfte. Ich habe die Materialien zu einer der- artigen Studie seit Jahren in Händen, weiß aber nicht, ob ich bei meiner vielseitigen Inanspruchnahme noch zu ihr gelangen dürfte. - Uycloseris patera FEL. 8. 121. Daß FELIX die von ihm auf Taf. XII, Fig. 9—11 dar- gestellte Type mit der MENEGHINIschen Art identifiziert, ist mir um so unverständlicher, als er augenscheinlich doch die ganze diese Form behandelnde und von mir sowohl in dieser Zeitschr. 1899, S. 217 ff, wie in den Priabonaschichten S. 56 und ff., wie ich glaube kritisch, zusammengestellte und verarbeitete Literatur kennt. Seine Type von Barcelona könnte mit dem- selben Recht zu einer ganzen Reihe von (\yclolites- oder Cyclo- ') Histoire naturelle des Coralliaires III, S. 169, Taf. E 3, Fig. 1. ?) Iconographie zooph., S. 165, Taf. XLV, Fig. 8. — 137 — seris-Arten gezogen werden. Ob man diese Type generisch zu Öyclolites oder zu der in ihrer Geltung für mich sehr zweifelhaften Gattung Cwyeloseris MILNE EDW. und HAIME rechnet, ist Geschmackssache, da beide Begriffe sehr inein- ander übergehen. Mit der Anheftungsstelle können wir nicht operieren, da auch in der Gattungsdiagnose von Üycloseris bei MiILNE EDWARDS und HAIME deutlich zu lesen ist!): libre et sans traces d’adherence, und für die französischen Autoren der Hauptunterschied zwischen beiden Gattungen im Vorhandensein oder Fehlen der Epithek liegt. Aber auch dieser Charakter schwankt einigermaßen. Es bleibt nur das Vorhandensein von deutlichen Traversen bei Cyelolites übrig, und dieses hängt sicherlich mit dem größeren Höhenwachstum der cretacischen Form zusammen. Hingegen ist der poröse Charakter des Septums bei beiden Gattungen der gleiche. Was indessen die spezifischen Charaktere anlangt, so ist C’'yelo- seris patera MENEGH. eine durch die eigenartige Verschnörkelung ihrer Septen, wie dies zuerst von ORTMANN und später auch von mir?) gut dargestellt wurde, ihre zahlreichen, in der Größe sehr wenig unterschiedenen Septen und ihre dichte Epithek gut charakterisierte Art, und es ist unmöglich, bei Vergleich der FELIXschen Figur z. B. mit der meinigen°®) oder derjenigen bei REUSS?) diese Unterschiede nicht sofort zu sehen. Die von FELIX besprochene und abgebildete Type steht der Cyeloseris Perezi MILNE EDW. und HAIME°) = Üyecloseris Borsonis MICH.®) ex parte außerordentlich nahe, und gerade das von FELIX beobachtete Hervorragen und die Verdickung der Primärsepten wird für die Art von Nizza von MILNE EDWARDS und HAIME als charakteristisch angegeben. Ich glaube daher kaum, daß die Art von Barcelona von dieser letzteren zu trennen sein dürfte. ı) Histoire naturelle des Coralliaires III, S. 49. 2) Priabonaschichten, Taf. XXI, Fig. 3a. a0, Tai AXTI, Fig. 3=3b. *) Paläontologische Studien über die älteren Tertiärschichten der Arlpen (I—III aus Denkschr. d. Wiener Akad. 1868—73), III, T. XLI, Fig. 2—3. s 5) Histoire naturelle des Coralliaires III, S. 52. 6) Icon. zooph., S. 266, Taf. LXI, Fig. 2 (non Micn., Taf. VII, Fig. 4 ibidem). Stylocoenia emarciata M. EDw. und HaAIME. S. 125. Über die großkelchige Stylocoenia aus San Giovanni Ilarione, welche FELIX, a. a. O., S. 126, als Styloc. macrostyla REUSS aufführt, habe ich mich in den Beiträgen zur Paläon- tologie Österreich- Ungarns, XIII 8. 222, verbreitet und diese im Unterschiede zu der ungarischen Eocänart, welcher‘ der Name Styloc. macrostyla REUSS zu verbleiben hat, Styloc. Reussi mihi genannt. Ebenso habe ich über diese großen Stylocoenien mich in meiner Bearbeitung der bosnischen Eocänfaunen!) eingehen- der geäußert. Am letzteren Orte habe ich auch, S. 319 in der Anmerkung, darauf hingewiesen, daß man bei dem Eocän der Bracklesham Bay nicht an den untereocänen Londonton, sondern an mitteleocäne Sedimente zu denken habe. Leptomussa costellata FELIX. 8.126. Es ist seltsam, daß FELIX, dem nach eigenen Angaben 46 Exemplare dieser neuen Art zur Verfügung standen, sich hier darauf beschränkt hat, in Fig. 12 nur eine Außenansicht der Type zu geben, und daß man somit jedes Kelchbild vermißt. Die auf Fig. 12a in der Vergrößerung dargestellten Rippen be- sitzen gar nichts Mussaähnliches und jedenfalls nichts, was an die eigenartigen verbreiterten Kämme der D’ACHIARDIschen Gattung erinnert, ‘und doch sind diese nach REUSS?) „das einzige Mittel, durch welches ihm möglich war zu erkennen, daß die in Rede stehenden Fossilreste der Gattung Leptomussa angehörten“. Ich glaube auch aus diesem Grunde nicht, daß FELIX seinerzeit?) die (oelosmila elliptica REUSS mit Recht zu Leptomussa gezogen hat. Viel eher möchte man bei der Type von Barcelona an Trochosmilia Panteniana CAT. denken und an die Formen, welche Rkussa. a. O.*) davon abtrennt, und von welchen z. B. die Trochosmilia varicosa REUSS°) in der Berippung zweifellos mehr Ähnlichkeit besitzt als die Lepto- mussa-Gestalten. Nach FELIX’°) erstem Aufsatze von1885 würde diese T. Panteniana CAT. übrigens mit Einschluß von Trochos- milia varicosa REUSS ebenfalls zu‘den Lithophylliacaeen, und zwar zu Leptophyllia, zu rechnen sein. Inzwischen hat !) Jahrbuch der k. k. geol. Reichsanst. 1908, S. 322. *) Paläontolog. Studien II, 8. 24. ®) Diese Zeitschr. 1885, S. 386 ff. *) Paläontolog. Studien II, S. 21-22. 5) a. a. O., Taf. XVII, Fig. 4—5. 6) Diese Zeitschr. 1885, S. 402. Core & 9 Ara sich der Autor allerdings mit wohl sämtlichen anderen Forschern auf diesem Gebiete überzeugt, daß Leptophyllia REUSS wegen ihres trabekulären Septalaufbaus und des Vorhandenseins von Synaptikeln zu den Fungiden in die Nähe von Üyeclolites ge- hört. Vgl. darüber seine Untersuchungen über die Gosau- korallen, S. 200 ff. Pattalophyllia eyelolitoides BELL. S. 127. Ich glaube, daß dieser Form auch anzuschließen ist, was FELIX 1885!) als Leptaxıs expansa von San Giovanni Ilarione beschrieben hat. Vielleicht gehört sogar der Smilotrochus undulatus FELIX?) von 1885 ebenfalls hierher. Pattalophyliia bilobata MıcH. S.-129. Wie ich in den Priabonaschichten”) bewiesen zu haben glaube, gehört das, was D’ACHIARDI seinerzeit als ./rocho- cyathus van den Heckei Jun. HAIME aus den blauen Mergeln von Possagno angeführt hat, zu einer Pattalophyllia, welche der häufigeren P. subinflata CAT. ziemlich nahesteht, und _ welche D’ACHIARDI an derselben Stelle P. costata D’ACH. ge- tauft hat. Da FELIX von seiner Type alle Merkmale des Genus Paitalophyllia, so die Pseudopali und den in zierliche Kerben zerschnittenen Oberrand, angibt, so kann es wohl kaum zweifelhaft sein, daß seine Type von Barcelona in die Syn- onymie der P. costata D’ACH. zu fallen hat: Damit hat sie aber mit dem Trochocyathus van den Lleckei BELL. nicht das geringste zu tun. Dieser ist, wenigstens soweit es das Vorkommnis von Nizza anlangt, nur ein in Teilung begriffenes Exemplar der Trochosmilia alpina MıcH.‘). Wie wenig der Trochocyathus van den Hecker überhaupt eigentlich als Art- begriff verdient ernst genommen. zu werden, hat wohl am schärfsten DUNCAN°) seinerzeit ausgesprochen, wenn er folgender- maßen schreibt: „But J. HAIME, whilst notiecing the existence 1) Diese Zeitschr., S. 384, Taf. XIX, Fig. 3. 2) Ebenda, S. 383, Taf. XIX. Fig. 4. 222.0..9.99, Texttig. 3. *). Man vergleiche hierüber, was ich in Beiträgen zur Paläontologie Eich. Ungarns XIII, S. 150, darüber sehr eingehend niedergelegt abe 5) „Sind fossil corals und Alcyonaria.* Palaeontologica Indica, ein of the geological Survey of India, Ser. XIV, Caleutta 1880, 105 — IA — of this well-known form at La Palarea, near Nice, writes that he has never seen a specimen from France or Sind that pre- sented the columella and pali sufficiently to diagnose the form satisfactorily .... In fact, it is not a good species; and any bilobate, costulate coral, with its calice filled up, may be called Trochoeyathus van den Heckei, and of course very un- satisfactorily.“ Ich hatte an diesen Imsspauch bereits in meinen paläontologischen Miscellaneen!) erinnert und habe Ähnliches auch an anderer Stelle niedergelegt. Die ganze neue Nomen- klatur, welche FELIX hier aufbaut, hat daher, wenigstens sicher für den Trochocyathus van den Heckei BELL., in Wegfall zu kommen. Pattalophyllia dilatata FELIX. S. 129. Bei dieser Form fehlt mir jeder Beweis, daß die kleineren in Fig. 5—6 dargestellten Exemplare mit dem großen Original von Fig. 7—8 irgendwie näher zusammenhängen. Nach den Abbildungen möchte ich die kleinen Stücke unbedingt zu Placosmilia bilobata D’ACH. ziehen?). Die Ähnlichkeit ist für mich, der ich viel von der D’ACHIARDIschen Art in Händen gehabt habe, eine so vollständige, daß ich mir nicht vor- stellen kann, daß die Bemerkung bei FELIX „der Oberrand der Septen ist deutlich gekerbt“ sich auf diese Stücke bezieht. Für das große hingegen kann ich das wohl glauben, denn dieses hat wiederum eine ausnehmende Ähnlichkeit mit der Art, welche Russ?) als Leptophyllia dilatata beschrieben und welche FELIX selbst dann später eingehender betrachtet hat. Nur die große Anzahl von Septallamellen, welche die ältere Type von Barcelona anscheinend besitzt, dürfte hier einen Unterschied von der Gombertoart bilden. Trochosmilia bilobata MıcH. S. 132. Da der Autor sich selbst mit aller Entschiedenheit gegen die Zugehörigkeit seiner Type zur Gattung Montlivaltia aus- spricht und sie bestimmt zu Trochosmilia rechnet, so begreife ich seine Angabe nicht, daß „der Oberrand der Septen fein gezähnelt“ sein soll. Im übrigen wäre zu untersuchen, ob diese Form nicht ebenso wie die sehr nahestehende Placo- !) Diese Zeitschr. 1891, S. 216. 2) Vgl. meine Priabonaschichten, S. 72, Taf. VII, Fig. 6 — 11. ) Paläontol. Studien J, S. 13, Taf. ], Fig. 6—7. EN smilia multisinuosa MıCH., bei welcher sowohl D’ACHIARDI als ich selbst in zahlreichen Fällen das Vorhandensein der Achse nachweisen konnten'), zu Placosmilia gehört’). Beide Arten sind im übrigen im allgemeinen auf das Eocän be- schränkt und mir im ÖOligocän nicht bekannt. Nachschrift: Ich habe inzwischen von Herrn Prof. Fruix auf meine Bitte hin eine Reihe seiner im Vorhergehenden teilweise nicht erwähnten Typen zugesandt erhalten und gedenke demnächst über diese weitere Mitteilungen zu machen. Was meine Anmerk. 2 auf S. 129 anlangt, so habe ich zufällig letzthin in einem von JurLıo BRONTÄA ver- faßten Feuilleton der Voss. Zeitung, welches spanische Namen behandelt, ersehen, daß die Verbindung zweier Namen durch „y“ in Spanien sehr verbreitet ist und dazu dient, die Abstammung von mütterlicher Seite neben der väterlichen zu betonen, wie dies z. B. auch in der Schweiz nicht selten ist und dort zur Bildung von Doppelnamen führt. 11. Die Foraminiferen und Östracoden des Untersenons im Becken von Münster in der Übergangszone aus mergeliger zu sandiger Facies. Von Herrn A. FRANKE. Dortmund, den 15. Januar 1910. Seit mehreren Jahren bin ich damit beschäftigt, die Kreide- horizonte des Münsterschen Beckens auf ihre Mikrofauna zu untersuchen. Die tonigen Schichten des Labiatus-Pläners, des Emschers, des Unter- und Obersenons haben mir reichhaltiges Material geliefert. Grünsande und feste Kalke des Cenomans und Turons, sowie Sande und Kalksandsteine des Untersenons sind dazu wenig geeignet, da sie entweder nicht schlämmbar sind oder einen im Verhältnis zum ursprünglichen Material E ı) Vgl. darüber u. A. meine Bemerkungen in Beitr. zur Paläontol. Österreich-Ungarns XIII, S. 162, 173 u. vor allem 211 ff. 2) Wie mir Herr Ferıx, dem ich mein Manuskript vor der Druck- legung eingesandt habe, brieflich mitteilt, besitzt dieser „ein großes durchgeschnittenes Exemplur dieser Form, habe darin aber keine Colu- mella finden können. Leider habe er dies allerdings im Texte nicht erwähnt.“ Danach wäre also die vorliegende Type generisch von Placo- smilia multisinuosa Mich. verschieden. — 123 — großen Schlämmrückstand hinterlassen, so daß das Aussuchen der Organismen außerordentlich mühsam und wenig lohnend wird. Meine bisherige Erfahrung hat gezeigt, daß die Mikro- fauna trotz mancher in fast allen Kreideschichten auftretenden Arten wie Cristellaria rotulata LaM., Cornuspira cretacea Rss., Gaudryina pupoides D’ORB., Globigerina cretacea D’ORB., Cytherella ovata RÖM. usw. doch auch in jedem Horizonte einen bestimmten Charakter zeigt. — Die Arbeit des Herrn Dr. BÄRTLING über das Untersenon des Münsterschen Beckens in den Monatsberichten der Deutschen Geologischen Gesellschaft, Bd. 61, Jahrgang 1909 veranlaßte mich, die Foraminiferen und Östracoden des Untersenons genauer zu untersuchen. Um eine vollständige Übereinstimmung mit den von Herrn BÄRTLING unterschiedenen Horizonten herbeizuführen, habe ich die zu unter- suchenden Proben nur den in der Arbeit erwähnten Auf- schlüssen entnommen, nämlich: 1. graue Marsupitenmergel der I. Zone der Ziegelei ROBERT nördlich Lünen an der Land- straße nach Kappenberg; 2. graue Mergel der II. Zone dem Aufschluß bei Netteberge, Blatt Waltrop (unter dem Netteberger Sande); 3. graue Mergel mit Kalksandsteinknollen ebenfalls bei Netteberge einem Aufschlusse in einem Gehöft (über dem Netteberger Sande) und 4. die grauen Mergel der III. Zone den Lüdinghäuser Tonwerken, Ziegelei JANSSEN. Die Mergel zeigten folgende Beschaffenheit: 1. Der graue Marsupitenmergel der I. Zone der Ziegelei ROBERT fällt beim Abbau in großen Stücken und ist deshalb eine reiche Fundstelle für Versteinerungen. Der Schlämm- rückstand zeigt wenig Sand und besteht, wenn er gut gewaschen ist, fast nur aus Foraminiferen, Ostracoden und den nadel- förmigen Resten von Inoceramen-Schalen. Es fanden sich 73 Foraminiferen und 6 Ostracoden. | 2. Der bei Netteberge unter dem „Netteberger Sande“ liegende Mergel ist ebenfalls von blaugrauer Farbe. Der Schlämm- rückstand ist ziemlich sandig und enthält viel Schwefelkies. Von den darin enthaltenen Foraminiferen sind viele Exemplare mit Schwefelkies überzogen, was denselben, besonders den Frondi- cularien, ein reizendes Aussehen verleiht. Es fanden sich darin zahlreiche sandige Arten. Ich konnte darin feststellen 50 Fora- miniferen, 5 Ostracoden. | 3. Der über dem „Netteberger Sande“ liegende Mergel mit Kalksandsteinknollen ist bedeutend heller gefärbt, fast weißgrau. Im Schlämmrückstand finden sich viele Bröckchen von Brauneisenstein. Auch hier sind viel sandige Arten zu finden. Ergebnis: 37 Foraminiferen, 5 Ostracoden. I I 1 | \ {=} - 5 A br el ale a een. Saale ee SIERZE- CH u Bea Sa Sense ers eim 53.088 A235. a3 Adneleuse 233234875 oa uam, BoH SAT on ss SElu Saas E 3“ N 5 P|ö 3 5 2 EN A. Foraminiferen. I. Fam. Rhabdamminidae. Rhizammina. sp. —— = ns ns II. Fam. Ammodiscidae. Ammodiscus gordialis PARK. u. JON. = ss — Cornuspira cretacea Rss. ns ns S ns IIJ. Fam. Spirillinidae vae. IV. Fam. Nodosinellidae. Haplostiche foedissima Rss. ns _ = = - dentalinoides Rss. ns ns ns Ds Polyphragma variabile D’ORB. ns s h s V. Fam. Ükliolinidae. Spiroloculina sp. . - s — ns VI. Fam. Orbitolitidae vac. VII. Fam. Textularidae. Textularia praelonga Rss. S — -— - - Partschi Rss. s s — — - concinna Rss. ns h h h - Dramas DÖRB.; .. — ns = ns - Baudouiniana D’ORB. = — — s - globifera Rss. 2 h ns h ns Spiroplecta annectens JON. u PARR. . ns ns ns — Gaudryina rugosa D’ORB.. ns ns ns ns - pupoides D’ORB. h h h hh - oxycona RSS. ns ns ns ns Verneuilina Bronni Rss. ; s s — - Wkünsteruhnss: . 25. . ns ns ns ech Truazia tnicarinata Rss. . ::. . . s = u - compressa EGGER . . . - ns ns ns | ns Valvulina allomorphinoides Rss. . . s — Ss = SpIeWlaglRSs. 2... 0... ns ns ns; | ns Pleurostomella subnodosa Rss. ss — _- — Bulimina intermedia Rss. BE — — s —_ .- Murchisoniana D’ORB . . s _ en S S ea len = Presli Rss. DS DS ı anle = A E E 8 x = = 3 y B z 28 ES ENSSENE,SE ENaco 5L2n 23 naR5 5934 s.rag „288.2 aSeı 3.33.0855 a8050. .%% oernT 3H4szlo s?2 3455 salat | ee go 20 29 80.2980 Se 55 N abo Fre == N je) Sm) VIII. Fam. Nodosaridae. Nodosaria (Dent.) legumen Rss. s — — = - lepido Rss. . s — — ss = (DSERiNERSsIH 3: — — s _ - (D.) nodosa D’ORR. . s s _ s - (D.) cognata Rss. s s s — - (D.) oligostegia Rss. S S _ — - (D.) communis Rss. . ns ns ns ns - (D.) annulata Rss. — — -- ns - prismatica Rss. . — — = s - (D.) filiformis Rss. . — S — ss - (D) paupercula Rss. ns s = — - obscura RSS... . . = s - s - intercostata Rss. s S — — - Zippei Rss .. ns n8 _ h - (Days sseee: ns - -— ns - (DIE cylindroides Rss. s — = = (D.) asuleata D’ORB. ns ns — — Glareiline cylindracea Rss. . ss ss _ ss Frondicularia angusta NILS . ns ns — — 5 lanceola Rss. S — — — - Archiacina D’ORB. . ss — — - angustatissima RSS. s s s S - Goldfussi Rss. ns ns h hh - inversa RSS. ns ns ns ns - apiculata RSS. s — — — - marginata Rss. s _ _ — - turgida Rss. S s —_ — - cf. Verneuilina D’ORB. s — — — - striatula Rss. S — _ ss - Decheni Rss. S s _ — Marginulina bacillum Rss. s — —_ ns - elongata D’ORB. ns ns _ — - bullata Rss. ns — ns Vaginulina ensis Rss... . ns u -- s - marginuloides Rss. s — — — Lagena globosa WALKER s — — — - apiculata Rss. — ss — — - hispida Rss. — — ss — Flabellina rugosa D’ORB. h h h hh - Baudouiniana D’ORB. s = — — Oristellaria intermedia. Rss. ns — s — = tripleura Rss. — — — ns - triangularis D’ÖRB. ns — ns hh Er | ER Er & 206 8 ge so°3s30- ga ©8 .2%,380388 8022 BEER SHaga O7 =l® S AazIıAnH, g3.33o0N 5232800 .,%2% eh TE 5H7Aog, 2 BESE 29 88 555895 =8 BEN Berger HRS = je) nd je) Cristellaria rotulata Lam. . hh hh hh hh - mierodisca Rss. h h h hh - Marcki Rss. — — ss - lepida Rss. . ; S s s ns - cf. microptera RSS... ns _ E= ns - ovalis Rss. ns ns ns ns - recta Rss. ss — -- — - navicula Rss. . = — = S Polymorphina fusiformis v. porrecta Rss. = S — — - rotundata BORN. — = _— 1088 - horrida Rss. — _ a Ramulina globulifera Brapy — ss u IX. Fam. Endothyridae. Rp ogmum agglutinans D’ÖRB. _- ns — — irregulara RoEn. . ns — _ _ - compressum BEISSEL s — ns ss - trifolium EGGER — a s - ‚Fontinense TERQ. E — 10 us X. Fam. Rotalidae. | Truncatulina convexa Rss. h bes ch hh Anomalina ammonoides Rss. . ns ne 2 ns ns Rotalia Micheliana D’ORB. ns ns is ns - nitida Rss. h hess ch h - exculpta Rss. S = — — Discorbina sp. 3 S s — — (Grlobigerina marginata Rss. ns Rs s - trochides Rss. . s SCH ER — 73 Be 53 B. Östracoden. | Bairdia suldelioidea v. MÜNSTER . hh hh | hh hh Cythere concentrica Rss. _ en ss - semiplicata Rss. — —, | h Cythereis ornatissima Rss. . h Inst ln h Cytheridea serrulata BosQ. ns s 1 — ns Cytherideis laevigata RoEM. == ee Cytherella Münsteri Rorm. s es - Williamsoniana JONES . S S ES NER - ovata RoEM. h h | her loch 6 5 ae) — 4. Der graue Mergel der III. Zone von Lüdinghausen, Ziegelei JANSSEN, hatim Schlämmrückstand wenige Quarzkörner. Die sandigen Formen treten in demselben mehr zurück. Es fanden sich darin 53 Foraminiferen, 9 Östracoden. Die Verteilung und Häufigkeit der gefundenen Arten zeigt vorstehende Tabelle. Ich folge in derselben dem System von RHUMBLER. Die Häufigkeit der Arten ist angedeutet durch ss —= sehr selten, s = selten, ns = nicht selten, h == häufig, hh = sehr häufig. Es ıst selbstverständlich, daß vorstehende Tabelle auf Vollständigkeit keinen Anspruch machen kann, trotzdem von mir ziemliche Mengen von Material durchsucht worden sind. Ähnliche Untersuchungen haben bisher immer gezeigt, daß eine neue Durchforschung auch wieder einzelne Seltenheiten zutage fördert; der Gesamtcharakter dürfte aber dadurch wohl kaum eine Änderung erfahren. Die an Arten und Individuenzahl reichste Schicht ist der graue Marsupitenmergel der I. Zone. Er hat mit dem Emscher die meisten Arten gemein. Auch die im .Emscher gemeinste Art, Globigerina marginata Rss., ist noch häufig vertreten. Sie verschwindet in den folgenden Zonen fast gänzlich. In dieser Zone als Seltenheiten gefundene Arten Glandulina cylindracea Rss., Rotalia exculpta Rss. und Pleurostomella subnodosa RSS. sind im Obersenon West- falens sehr häufig und dafür charakteristisch. In der II. Zone, den grauen Mergeln unter und über dem Sande von Netteberge, treten, wie schon erwähnt, sandige Formen recht häufig auf. Für den oberen Mergel dürfte Haplophragmium compressum BEISSEL als charakterisch er- scheinen. Von den andern Zonen ist die III. Zone, die grauen Mergel von Lüdinghausen, leicht zu unterscheiden. Wenn auch die darin auftretende Spiroloculina sp. nicht häufig ist, so ist sie doch nicht zu übersehen. Außerdem ist die Ostracode Cythere semiplicata, die ich bisher in Westfalen in keinem andern Horizont gefunden habe, reichlich vorhanden. 12. Der Nachweis anstehender Malmkalke zwischen Tilsıt und Memel. Von Herrn A. TORNQqtUısT. Mit einer Textfigur. Königsberg i. Pr., den 6. Februar 1910. Die außerordentliche Einförmigkeit des vordiluvialen Unter- grundes des östlich der Weichsel gelegenen Teiles von West- preußen und der Provinz Ostpreußen wird dadurch deutlich charakterisiert, daß, abgesehen von einigen Resten tertiärer Schichten, überall, mit Ausnahme des nordöstlichsten Zipfels von Ostpreußen, die Kreideformation ansteht. Diese offenbar nahezu horizontal gelagerte große Kreideplatte steht in außer- ordentlich starkem Gegensatz zu der großen Mannigfaltigkeit der Zusammensetzung des westlich der Weichsel gelegenen vor- diluvialen Untergrundes der norddeutschen Tiefebene. Außer vielen anderen Tatsachen spricht dieser Gegensatz dafür, daß wir unser östliches Gebiet mit Fug und Recht zur russischen Platte oder zum baltisch-russischen Schild!) rechnen können, während die zahlreichen Störungen in vornehmlich hereynischer Richtung, welche den Westen durchziehen, eine wesentlich anders gebaute Scholle anzeigen, für die ich kürz- lich die Bezeichnung „saxonische Scholle“ eingeführt habe. Die Mächtigkeit der östlichen Kreideplatte ist eine ziem- lich große; sie wurde in dem fiskalischen Bohrloch von Heils- berg ausnahmsweise einmal durchsunken und beträgt dort nach den Feststellungen von P. G. KRAUSE?) 338 m. Da in der Provinz meist nur wenig tiefe Wasserbohrungen ausgeführt werden und über der Kreide, abgesehen von dem meist eben- falls vorhandenen Tertiär, noch ein mehr oder minder mäch- tiges Diluvium liegt, so ist es verständlich, daß die Unterlage der Kreide und die präcretaceischen Schichten in Ostpreußen nahezu unbekannt sind. Jeder Tiefenaufschluß, welcher über die Juraschichten eine Vorstellung gibt, ist deshalb von größtem Interesse. Das 1) TornQuısTt: Die Feststellung des Südwestrandes des baltisch- russischen Schildes usw. Schriften der Phys.-Okon. Ges. Königsberg. 1908. S.1. '2) Über Diluvium, Tertiär, Kreide und Jura in der Heilsberger Tiefbohrung. Jahrb. der Königl. Preuß. Geol. Landesanst. 1908, S. 185 ff.. 107 — 148° — gilt daher auch von dem Aufschluß von Malmkalken, welcher kürzlich durch die Bohrung zur Wasserversorgung der Provinzial-Fürsorgeanstalt Gropischken zwischen Memel und Tilsit gemacht worden ist, und dessen Bohr- proben dem hiesigen geologischen Institut und der Bernstein- sammlung durch den Herrn Landesbauinspektor KÜHL in dankenswerter Weise überwiesen worden sind. Anstehender Malm ist im Untergrunde Östpreußens erst vor kurzem bekannt geworden. A. JENTSCH konnte sich in seinem Aufsatz über „Oxford in Ostpreußen“ ') im Jahre 1889 nur auf Geschiebe beziehen. Erst P. G. KRAUSE konnte in seiner ausgezeichneten Untersuchung der Heilsberger Tief- bohrung anstehenden Oxford und Kimmeridge genau beschreiben und eine große Anzahl von Fossilien aus diesen Schichten namhaft machen. Der in der vorliegenden Abhandlung mitgeteilte Fund von anstehendem Malm bei Gropischken ist demnach der zweite genauer beschriebene in der Provinz, wenn die unterdessen bei Labiau heruntergebrachte fiskalische Bohrung allerdings auch Malm durchsunken haben dürfte, über den aber bisher nichts mitgeteilt und mir bislang nichts gekannt geworden ist. Der von mir zu beschreibende Malmfund von Gro- pischken hat deshalb ein besonderes Interesse, weil er der weitaus nördlichste in Deutschland ist und in großer Entfernung von Heilsberg und auch von Labiau liegt (vgl. die nebenstehende Kartenskizze). Er liegt in jenem nördlichsten Zipfel des Reiches, welcher sich von Tilsit über Memel nach Nimmersatt hin erstreckt. Von dem Gebiet um Memel bis nach Kurland hinein und südlich Memel ist es seit langem bekannt, daß hier die Kreidedecke unter dem Diluvium fehlt und unter diesem letzteren direkt die Juraformation ansteht. Die Bohrungen bei Memel ebenso wie die bei Purmallen haben als oberste Jurastufe Callovien ergeben. A. JENTZSCH?) hat sich neuerdings wiederum bemüht, die Grenze, bis zu der südlich Memel die Juraschichten unter dem Diluvium ohne Kreidedecke vorkommen, festzustellen, und bei Grudscheiken, 8°/, km nördlich Prökulls, zu diesem Behufe eine Bohrung angesetzt, welche in einer Tiefe von 72,4 m als Unterlage des Diluviums „glaukonitfreien Sandstein mit Ss a der Königl. Preuß. Geol. Landesanst. für 1888, 1889, ?) Über die Nordostgrenze der deutschen Kreide. Diese Zeitschr. 61, 1909, Monatsber. 11, S. 406. = 1AI, — einem Bänkchen sandreichen Kalkes, der einzelne Körnchen von Eisenoolith enthält“, ergab. Diese Schichten wurden von A. JENTZSCH mit gutem Recht als Jura angesprochen. Es war hiermit nun Grudscheiken als südlichster Punkt des kreide- freien Gebietes festgestellt, der sich von der nördlichsten Kreideschichten nachweisenden Bohrung bei Heydekrug aber immerhin noch 34 km entfernt hält und auch — wie der nun vorliegende Fund von Gropischken beweist — von der wirk- lichen Südgrenze des kreidefreien Gebietes noch recht weit abliegt. ünmmnersand o Sohangen Alemef Ob. Callovion den / ” Daydiing zei denkarle Kartenskizze des vordiluvialen Untergrundes des nördlichsten Ostpreußens. Demgegenüber stellt die neue Bohrung bei Gropischken einen wesentlich weiter südlich gelegenen Punkt des kreide- freien Gebietes dar, welcher von dem nördlichsten Kreidepunkt bei Heydekrug nur noch 22 km entfernt liegt, wodurch die von A. JENTZSCH gegebenen Daten eine wesentliche Ergänzung erfahren. Ja, es darf nunmehr wohl angenommen werden, daß sich das kreidefreie Gebiet nicht nur bis 55° 37’ 25” n. Br., sondern bis mindestens 55° 30° n. Br. nach Süden hin aus- dehnt. Dieser neue Aufschluß besitzt aber noch insofern eine allgemeinere Bedeutung, weil mit ihm zum erstenmal hier im Norden Malmschichten in dem kreidefreien Gebiet nachgewiesen worden sind, welche ohne Zweifel als eine nach Süden hin SEE 1930 rer auf dem nördlichen Callovien auflagernde Decke anzusprechen sind, so daß sich aus diesem Vorkommen zum erstenmal mit einer größeren Berechtigung die Annahme ergibt, daß die Grenze zwischen dem kreidefreien und kreideaufweisenden Ge- biet keine tektonische Linie, d.h. keine Verwerfung, darstellt, sondern daß die Juraschichten sich mit allmählichem, ganz flachem südlichem oder südöstlichem Fallen unter die Kreide- schichten hinuntersenken. Der mir durch Bohrproben bekannte Teil des Profils von Gropischken zeigt folgende Schichtenfolge: 80,30— 81,00 m Geschiebemergel. 81,00 - 81,40 - Malmkalk (Scholle). 81,40 — 85,30 - Geschiebemergel. fe) 8 schalen !). 92,70—94,20 - Korallenkalke. 94,20 —- 96,40 - lichtgraue Mergel und dunkle Tone. 96,40 — 96,60 - Korallenkalke. 96,60 — 96,70 - Korallenkalke und Mergel. 96,70—97,50 - Kalke mit Fossilien. 97,50—98,20 - lichtgraue Mergel (Steinmergel). Diluvium 5,30— 86,50 - Korallenkalkscholle. i 6,50— 86,70 - Geschiebemergel mit durch Kalk ausgefüllten | Spalten. 86,70- 86,95 - Sand mit vielen Kalkbrocken.. | 86,95— 87,30 - schwarze Mergel mit viel Schwefelkies und Kalkknollen. 87,50— 87,60 .- bräunliche, krystalline Kalke. 87,60 — 88,10 - dunkelgrauer Mergel mit Fossilien. 88,10 — 90,40 - Korallenkalke. 90,40 - 91,10 - lichtgraue Mergel (Steinmergel) m. Fossilien!). Ob | 31.10— 92,00 - krystalline Ralke. O 32,00 92,70 - liehtgraue Mergel (Steinmergel) mit Muschel- | Die Betrachtung eines Profiles ergibt, daß das Diluvium bis 86,95 m reicht. Die Schichten von 0O— 80,30 m sind leider nicht bekannt, weil die Bohrproben nicht aufgehoben worden sind, doch ist dieses zur Charakterisierung des Malmvorkommens natürlich irrelevant. In dem aus Geschiebemergel bestehenden Diluvium sind an zwei Stellen bemerkenswerte -Kalkschollen eingebettet, welche sich von dem im Liegenden vorhändenen, anstehenden Malmkalk nicht unterscheiden und in einem Fall durch die vollkommen analoge Korallenführung als bestimmt identisch mit diesem erweisen. Die obere Scholle wurde mit ') In der Bohrprobe durch den Bohrmeißel in kleine Stücke zer- trümmert. a 40 cm, die untere mit 1,2 m durchsunken. Da diese Schollen aber schräg im Diluvium stehen oder auch nur Blöcke darstellen können, welche durch den Meißel beim Durchschlagen nach unten ein Stück mitgenommen worden sind, ist nichts genaueres über ihre Gestalt und wahre Mächtigkeit aus diesem Bohrresultat des Schlagbohrers zu ermitteln. Das anstehende Malmgestein beginnt bei 86,95 m Tiefe mit einem dunklen Kalkmergel, in welchem zahlreiche Markasit- knollen zerstreut sind. Diese in ihrer Natur aus den Bohr- proben nicht mit hinreichender Genauigkeit zu erkennende Schichtenfolge ist 35 cm mächtig, wobei aber in den Bohrproben schon Teile der darunter liegenden Kalkbänke mit vorhanden sind. Nun beginnt ein Schichtenkomplex von hellen und bräunlich gefärbten, krystallinen Kalkbänken mit Fossilien, licht- blauem Kalkmergel, der in seiner Fossilführung und Gesteins- entwicklung so gleichartig ist, daß er einer einheitlichen Schichtenstufe angehören muß. Diese Stufe ist in einer Mächtig- keit von 10,9 m durchsunken. Aus den Fossilien, welche aus den Bohrproben meist leider nur als Bruchstücke herausge- schlagen werden konnten, ebenso wie aus der Gesteinsentwick- lung ergibt sich aber, daß es sich um oberen Oxford handeln muß. Die Beweise sind der folgenden Fossilliste und dem Vergleich mit den bei Heilsberg gefundenen Schichten zu ent- nehmen. Rhynchonella inconstans SOW. E sp. Pecten subtextorius MSTR.') - ex. aff. cometi GLDF. - aff. vimineus SOW. Nucula subhammeri ROED. Diese Art ist in großer Menge in mehreren Horizonten des Bohrprofils ent- halten. Die Art ist von GALLINEK auch besonders aus dem oberen Jura von Inowrazlaw hervorgehoben worden. Es ist anzunehmen, daß hierher auch die von KRAUSE aus dem oberen Oxford von Heilsberg erwähnte Nucula sp. gehört, welche diesem aller- dings nur in Form eines Steinkernes einer linken Schale vorlag. - Thamnastrea microconus QUENST. 1) Die Pectiniden bestimmte Herr Dr. Krıen, welcher eine monographische Bearbeitung der Jura-Pectiniden Württembergs ab- geschlossen hat. ya Für die Altersbestimmung des Schichtenkomplexes ist vor allem die Nucula subhammeri RoED. und das Auftreten der Thamnastreen-Rasen bestimmend. Beide deuten auf Oxford, die letzteren auf oberen Oxford hin. Die auffallendsten Fossilien sind unbedingt die Korallen, welche als ziemlich mächtige Rasen auftreten. Korallenrasen des Jura sind nämlich bisher östlich der Weichsel weder aus den Juraschichten bei Heilsberg noch aus Geschieben bekannt geworden, und es ist ihr Vorkommen hier im Norden in mehr als einer Beziehung von größtem Interesse. Auf dem europäischen Kontinent stellt Gropischken das nördlichste Vorkommen von Korallenkalk aus dem Malm überhaupt dar. Aus Rußland werden Korallen von STUCKENBERG (Met. zur Geol. Rußlands VI. 1875. 8.1—127) und NIKITUs (Mem. du com. geol. V. 1888) nicht genannt. Während aus Lutherland in Nordschottland von YUDD noch Oxfordkorallen allerdings noch weit nördlicher (Quart. journ. 29. 1873. S. 97) unter dem 58° nördl. Breite angegeben werden. In dem Heilsberger Jura war KRAUSE das fast vollständige Fehlen der Korallen besonders auf- gefallen, nur eine kleine hornförmige Einzelkoralle, die als Trochocyathus bestimmt war, konnte im unteren Oxford erkannt werden. Dieses Vorkommen von Korallenrasen ist aber wohl die einzige, wenn auch sehr auffallende petrographische Abweichung von dem oberen Oxford von Heilsberg. Lichtgraue, harte Tonmergel und ähnliche Steinmergel setzen dort das gesamte, 68,2 m mächtige obere Oxford zusammen, in welchem dort auch bezeichnenderweise Schwefelkieseinlagerungen nicht fehlen. Es ist freilich aus den vorliegenden Proben der Bohrung Gropischken nicht möglich, zu entscheiden, ob die schwefelkiesführenden Schichten von 86,95 — 87,30 m intakte OÖxfordschichten oder nur diluvial zusammengeschwemmtes Oxfordmaterial darstellen. Selbst wenn das letztere aber der Fall sein sollte, so ist die Provenienz des Schwefelkieses aus dem Oxfordhorizont doch sicher. Die Resultate der Bohrung Gropischken bieten eine weitere Bestätigung dafür, daß die Verbindung, welche das deutsche und russische Jurameer über Ostpreußen zur Caliovien-, Oxford- und noch zur Kimmeridgezeit besaß, sich weit nach Norden bis über den südlichen Teil der heutigen Ostsee erstreckt hat, was aller- dings schon durch das Vorkommen von Geschieben des unteren Oxford auf Bornholm als wahrscheinlich gelten mußte. 15. Zur Tektonik des Siebengebirges. Von Herrn W. Kranz. Swinemünde, den d. Januar 1910. Die Lage des Siebengebirges am Südostzipfel der Kölner Bucht, deren tektonische Anlage heute nicht mehr bezweifelt wird, läßt an sich schon auf Zusammenhang zwischen Tektonik und Vulkanismus schließen, ebenso wie die Lage der östlichen Eifelvulkane am Rande des Neuwieder Beckens. C. HEUSLER vermutete denn auch im Siebengebirge Störung der tertiären - Ablagerung und beobachtete am Brückseifen und Finkenseifen das Einfallen von quarzitischen Sandsteinen mit 40° gegen SO). Nach E. KAISER?) soll die Unterlage der „liegenden tonigen Schichten“ die Erosionsformen des Devons umkleiden. Eine muldenartige Vertiefung soll tertiärer oder vortertiärer Erosion oder wohl vielleicht auch einer vortertiären Graben- versenkung ihre Entstehung verdanken. Sie soll sich gegen Norden verflachen und von tertiären Schichten ausgefüllt werden. „Diese Schichten fallen natürlich gleichmäßig mit der Ober- fläche des Devons ein. Diese Lagerung kann man besonders deutlich auf der Dollendorfer Hardt beobachten, wo im allgemeinen ein nordwestliches bis nördliches Fallen der Grenzen der tonigen gegen die quarzigen Schichten wahrzunehmen ist. Eine genauere Bestimmung der Streich- und Fallrichtung dieser Schichten ist nicht möglich, da die Schichtungsfläche dieser Gesteine sich nicht freilegen läßt.“ LASPEYRES?) erkennt in denselben Tongruben eine „höckerige Oberfläche“ des Tones „und deshalb sehr ungleiche Mächtigkeit“; auch er erklärt die verschiedene Höhenlage der tertiären Sedimente durch muldenartige Ausfüllung einer Bucht, und seine schöne geologische Karte 1:25000 des Siebengebirges (Meßtischblatt) ebenso wie seine Schnitte enthalten keinerlei Verwerfungen, obwohl er aus der Streichrichtung der Gesteinsgänge auf eine Abhängigkeit der Anordnungs- und Durchbruchsrichtung der !) C. HEUSLER: Beschreibung des Bergreviers Brühl-Unkel und des niederrheinschen Braunkohlenbeckens. Bonn 1897. S. 22, 54. 2) E. Kaiser: Geologische Darstellung des Nordabfalles des nsehlrgss. Verhand!. Nat. Ver. Rheinland u. Westfalen 54, 1897, 3.96 £. 3) LASPRYRES: Das Siebengebirge am Rhein. Verhandl. Nat. Ver. Rheinl. Westf. u. Osnabrück 57, 1900, S. 502 (382); S. 146 (26). —.JDE = vulkanischen Ausbrüche von den im Grundgebirge vorhandenen Spalten schließt [a. a. O., S. 187 (67)]. Ebenso habe ich in der übrigen Literatur des Gebietes nichts Bestimmtes über Verwerfungen innerhalb dieses Vulkangebietes gefunden. Die Pleisbachtalspalte mit etwa 100 m Sprunghöhe liegt östlich davon!). we Nungfeın Ba. RER: 2 p N 9 | Sir I zur Ioktonik _ a 7 al As 2 008 Siebengebizge>. hovon ae 2] | = 5 = rachyt Andesur — r Baralt PVeriverfung Noven | ale Maßstab 1:50000. Von meiner Garnison Köln-Deutz aus hatte ich 1907 —08 Gelegenheit, nach systematischen stratigraphisch -petrographi- schen Studien an der Hand der Literatur, namentlich des Werkes von LASPEYRES, eine ganze Anzahl tektonischer Störungen im Siebengebirge selbst festzustellen (vgl: Fig. 1). Ich. ging dabei zufällig von den obengenannten Tongruben an der Dollendorfer Hardt aus. Die Grube im „Finnehen“?) war I) E. KAISER: a.a. O., S. 1261. *?\ LASPEYRES: a. a. O., S.501 (381). ee verstürzt. In den beiden Schluchten östlich davon ist der Boden meist tonig; LASPEYREs nimmt daher wohl mit Recht hier liegende tonige Schichten an. Sie grenzen nach N unver- mittelt an den unteren Steilhang des Papelsberges, in dem öfters heller Normaltuft ansteht!). [Vergl. auch LASPEYRES: a. a. O., S.510 (390).]| Von quarzigen Schichten zwischen den tonigen und dem Tuff findet sich hier nichts; man darf daher eine Verwerfung zwischen Tuff und tonigen Schichten annehmen. Eine weitere Verwerfung muß das Devon östlich Römlinghoven vom Tertiär in den Schluchten abschneiden, und damit hängt vermutlich auch das isolierte Vorkommen hangender Tertiär- schichten im Sattel zwischen Jungfernhardt und Dollendorfer Hardt zusammen. Die Schluchten östlich Römlinghoven sind also einem doppelten Treppenbruche gefolgt. & Q m 7 71207 aaa al ZZ 17 / “ 7ITIIEILILEEITIIIIIIIIER I ZZZL , ir 7777 ZZTL £ m er VEITELTEITITRRLRIPERIIL ; f f A } = nn Quarrige Schichten hir ERS 2 = u DER x =) er: as mans i 2 RR re, || 5 = -w &_- j AERRR 2 EE x ERRELP LAZLLELLL LIE LZLTZZLHTLTLZLATHRE _ ch A}: RZ RR LELLLLERREL, ® Ber — che 347 RT ö 5 ALLER : 7 LRLLLLEN Anavıt omge chrom RR 4 Aut 0 S ar 97 Im So Jt inng - höfe = Südende der Grube. B =5 kleinere, klaffende Spalten. Fig. 2. Lagerungsverhältnisse des Tertiärs in einer Tongrube östlich Römlinghoven. Unmittelbar südlich an diese Schluchten schließt sich im Westhang der Dollendorfer Hardt eine Reihe teils aufgelassener, teils 1907—08 in Betrieb befindlicher Tongruben an. In deren untersten, nördlichsten Teil, „Herrenröttchen“, schienen mir die liegenden Tertiärschichten ohne erkennbaren Bruch schwach gegen NW einzufallen. Die Aufschlüsse waren dort mangelhaft. Die nächste südliche große, in Betrieb befindliche Grube?) zeigt aber mehrere klare Verwerfungen (vergl. Fig. 2). Unter rötlichem Lehm lagert im mittleren Teil dieses Abbaues ca. 10 m heller sandiger Ton, sehr feiner Sand, harter dichter Quarzit und gröberer heller Kies, alle in der Hauptsache frei !) Bezüglich der stratigraphischen Benennungen der Schichten („liegende tonige Schichten, Normaltuff“ usw.) vgl. LASPEYRES: a. a. 0. - 2) Meßtischblatt (geologische Karte von LAspryrus), dicht nördlich „OV“ von Römlinghoven. ' — 156 — von kohlensaurem Kalk (quarzige Schichten). Darunter war ca. 10 m fetter, blaugrauer Ton aufgeschlossen, der gegen W und S hin scheinbar stark anschwillt, nach N zu in Stufen absinkt. Eine 0,7 m mächtige Bank sehr feinkörnigen harten Quarzits nahe über diesen liegenden tonigen Schichten zeigte in N—S-Richtung auf ca. 40 m Länge horizontale Lagerung mit ganz geringen Verbiegungen. Wo eine Holzbrücke die Grube querte, ist die Bank etwa 5 m lang verkrümmt und zerrissen. Unweit nördlich der Brücke erscheint sie rund 6 m tiefer in der Grubenwand, begleitet von den quarzigen Kiesen und tonigen Sanden, von hier an einige Grad nach NW einfallend: Bei der Brücke sind die quarzigen und tonigen Tertiärschichten, das Liegende der vulkanischenTuffe, an wenigstens zwei ungefähr ostwestlichen Verwerfungen von zusammen 6 m Sprunghöhe nach N abgesunken. Gegen das Südende der gleichen Grube hin war die erwähnte harte Quarzitschicht und ein großer Teil der Gruben- wand verschütte.. Eine lokale Verstürzung erweckte dort den Anschein, als ob der Ton stratigraphisch stark nach W anschwillt.e Am Südrande der Grube trat die harte Quarz- schicht in der östlichen Grubenwand wieder zutage, schwach nach N einfallend, ca. 9 m höher als ihre nächste nördliche Fortsetzung jenseits der Verstürzung. Letztere bezeichnet also eine weitere gleichsinnige Verwerfung von etwa 9 m Sprunghöhe. Damit stimmt überein, daß im Januar 1908 senkrecht unter dem oberen Abbruch der Quarzitschicht die tonigen Schichten fünf klaffende, ONO— WSW streichende Spalten zeigten, 1!,—3 m vom senkrechten südlichen Grubenrand ent- fernt, während die übrigen Teile der Grube derartige Erschei- nungen nicht aufwiesen. April 1908 waren diese Spalten weggebrochen (Fig. 2, B.).. Von hier aus steigt die Quarzit- schicht unter geringen Verkrümmungen gegen das südlichste Ende der Grube an (Fig. 2, A). Weiter nach Süden folgen noch zwei größere Tongruben, die April 1908 keine klaren Aufschlüsse zeigten. In der mittleren lag die harte Quarzitschicht abermals mindestens 10 m höher, in der südlichsten Grube fand sie sich zweimal mit 4—5 m Höhenunterschied bei flacher Lagerung. Ich muß also hier zwei weitere gleichsinnige Verwerfungen oder kräftige Flexuren von 5 bzw. 10 m Sprunghöhe annehmen. Die Gesamtsprunghöhe aller dieser Linien beträgt etwa 30—55 m. Diese oberflächlichen tektonischen Linien zielen genau auf die Basalteruption der Dollendorfer Hardt. Sie sind jünger als das Liegende der vulkanischen Tuffe.. Da sich der bangende Löß den jungen Erosionsformen auf der Oberfläche der quarzigen Schichten anschmiegt, nur die bekannte Zerschneidung durch Erosion, aber keine tektonische Störung zeigt, ist eine Gleichaltrigkeit der Sprünge und der Eruption wenigstens nicht ausgeschlossen. Weiter südlich waren die Aufschlüsse schlecht. Am Süd- gehänge der Dollendorfer Hardt, wo ca. 170m über N.N. quarzige und tonige Schichten vorhanden sind, steht etwa 10 m oberhalb an einem Steilrand des Berghangs in augen- scheinlich regelrechter Überlagerung heller Normaltuff an. Die Halde mit Ton, weißem Kies und dem typischen hellen Quarzit!) fand sich noch 1908. Dicht östlich davon greift eine kesselartige Vertiefung in den Berghang hinein, an deren . Westflanken abermals Quarze in tieferer absoluter Lage als die ebengenannten liegenden Tone herauswittern. Durch die Westflanke scheint also eine Verwerfung zu setzen, an der aber hier der südöstliche Flügel abgesunken ist. Dement- sprechend. waren auch am unteren Südosthang der Dollen- dorfer Hardt nahe oberhalb der Mühle „am Stein“ April 1908 in mehreren Probelöchern unter Lehm, Löß, verstürztem Sand und Kies durchschnittlich 125 m über N.N. liegende tonige Schichten aufgeschlossen. Am Nordgehänge des Heisterbacher Tals fand ich in dem schlecht aufgeschlossenen Gelände keine sonstigen Anzeichen tektonischer Störungen. Um so mehr auf dessen Südhang, in der Nordflanke des Petersberges.. Da, wo auf der geologischen Karte von LASPEYRES in der Schlucht nordwestlich Heisterbach das Südende des Devonvorkommens gezeichnet ist, war April 1908 in der Nordostwand der Schlucht ein längeres Stück quarziger Schichten aufgeschlossen, ziemlich genau horizontal gelagerte feine, standfeste Sande wechsellagernd mit groben Kiesschichten, überlagert ven Löß. Südlich davon, an der schräg gegenüberliegenden Schluchtwand, stehen etwa 140 m über N.N. liegende Tone in ungefähr gleicher absoluter Höhe an wie dort die quarzigen Schichten, ihrerseits von solchen regel- recht überlagert. Genau gegenüber hiervon finden sich auf der Nordostseite der Schlucht gleichfails unten Tone, oben kreuzgeschichtete, im ganzen aber horizontal gelagerte quarzige Schichten. Zwischen diesen beiden letzteren Stellen und dem erstgenannten Aufschluß muß also eine ungefähr ÖO— W streichende Verwerfung oder Flexur durchsetzen, an welcher der nördliche Flügel einige Meter tiefer abgesunken ist. !) LASPEYRES: a.a. 0., S. 502 (3832). nl 158 m Weiter südöstlich fehlten 1908 sichere Aufschlüsse. Doch zeichnet und nennt LASPEYRES S. 409 (289) dort noch Ton bis 160 m über N.N. Dies in Verbindung mit der horizontalen Lagerung läßt auf weitere gleichsinnige Treppenbrüche schließen. Etwa 500 m nordwestlich Heisterbach, an einem Knick der Chaussee nach Oberdollendorf, mündet eine zweite, von Süden herabkommende Schlucht. Mai 1908 waren hier die liegenden tonigen Schichten in einer Grube auf der Westseite der Schlucht, dicht nordwestlich Grube 5 der geologischen Karte von LASPEYRES, etwa 145 m über N.N. aufgeschlossen, die quarzigen Gerölle, Sande usw. in Kiesgruben nahe südwestlich davon im Wald 155—160 m über N.N. Dem östlichen oberen Rand der Schlucht folgte eine Drahtseilbahn, welche von einem neuen Basaltsteinbruch im oberen Nordhang des Petersbergs ziemlich gerade herunterkam!). Die neue Bahn wird im Weg Heister- bach— Falkenberg (Punkt 180) von einer Brücke überquert, dicht unterhalb deren im Hohlweg des Bahnkörpers quarzige Schichten aufgeschlossen waren, nach unten tonig werdend, von Lehm bedeckt: das Liegende der nahe südlich der Brücke in Steinbrüchen aufgeschlossenen Konglomerate.. Der erste Konglomeratbruch dicht südlich der Brücke zeigt in massigen Bänken zur Hälfte (östlich) horizontale Lagerung, zur anderen Hälfte (westlich) etwas Einfallen nach Ost. Zwischen beiden Hälften liegt ein schmaler, SO—NW gerichteter Spalt, der etwas gegen SW einfällt, ohne Verwerfung. An der Brücke liegt die Grenzfläche zwischen tonigen und quarzigen Schichten bei rund 160 m über N.N. etwa 10 m höher als in dem obengenannten Aufschluß etwa 200 m nord- westlich davon, in der unteren Schlucht. Unterhalb der Brücke ist also entweder eine Verwerfung oder eine Flexur vorhanden. Oberhalb der Brücke, wo das Gefälle des Bahn- körpers plötzlich schwächer wird, lagern der Bodenart nach etwa 150 m breit tonige Schichten, in gleicher Höhe mit einer aufgelassenen Tongrube zwischen 200 und 210 m Höhe [LASPEYRES: a. a. O., S. 407 (287)|. Diese Wiederholung der Lagerung: Quarzige Schichten auf tonigen Schichten, läßt sich nur durch eine abermalige O— Wstreichende Verwerfung er- klären, diesmal von mindestens 60 m Sprunghöhe. Oberhalb dieses Tonstreifens beginnt eine zweite stärkere Steigung des Berghangs, und hier hat der neue Bahnkörper ') Die in LASPRYRESs’ Karte eingezeichnete, vom alten großen Petersberg-Basaltsteinbruch nach NW hinabführende Förderbahn existierte 1907-08 nicht mehr. dicht bei zwei überquerenden Brücken unter ca. 2 m dicker Blockhalde mit Gehängelehm einen rötlich-violettbraunen Tuff aufgeschlossen, mit flach gewölbter Schichtung. Da quarzige Schichten zwischen Tuff und Ton hier fehlen, muß unterhalb der beiden oberen Brücken nochmals eine gleichsinnige Ver- werfung durchsetzen. Die östlichen Fortsetzungen dieser beiden obersten Ver- werfungen im Nordhang des Petersberges begrenzen wohl auch das isolierte Tonvorkommen südlich Heisterbach, nordwestlich Mantelberg. An der westlichen Fortsetzung der unteren dieser beiden Verwerfungen könnten die Tone neben dem Basalt des Falkenberges nach Norden abgesprungen sein. Ein Probeloch dort gab Mai 1908 hierüber keinen sicheren Aufschluß. Es ‚könnte sich an dieser Stelle ebensogut um abgerutschte Massen handeln. LASPEYRES’ Karte verzeichnet auch am unteren nordwestlichen Hang des Falkenberges anstehende tonige Schichten, während im Mai 1908 mehrere neu in Betrieb genommene Gruben zeigten, daß ein verstürztes Gemenge von Kiesen, Konglomeraten, Quarziten, Basalt, Ton und Lehm auf sekundärer Lagerstätte hier 135 bis 160 m über N.N. lagert. Was hier an tonigem, quarzitischem und basaltischem Material in die Wasserrisse weiter unterhalb hinabreicht [am „Bildstock“ südöstlich Oberdollendorf, in der Schlucht Rotseifen usw., vgl. LASPEYRES: a. a. O., S. 407 (287)], ist jedenfalls als Haldenmaterial von Menschenhand hinunter- geschüttet. Hiernach läßt sich mit Sicherheit sagen: Das Heister- bacher Tal folgt im allgemeinen ostwestlich strei- chenden Treppenbrüchen. An diesen ist der Tal- grund grabenförmig am tiefsten verworfen. Etwa vier Sprünge im östlichen Nordhang des Petersberges zielen genau auf die Eruptionsstellen des Großen und Kleinen Weilberges und Mantelberges hin. Der Basaltgang des Falkenberges wird von einer, Viel- leicht auch zwei dieser Verwerfungen gekreuzt. Die Klüfte sind jünger als das Liegende der vulkanischen Tuffe; ihre Gleichaltrigkeit mit den Eruptionen ist nicht ausgeschlossen. Östlich Königswinter ist der jetzt aufgelassene Steinbruch „Quegstein“ am Wintermühlenhof im Mittelbachtal ein alt- ' berühmter, schon mehrfach beschriebener und auch abgebildeter Zielpunkt unzähliger Geologen. Die zahlreichen Pflanzen- versteinerungen, die man jetzt noch mit leichter Mühe dort gewinnt, scheinen das Interesse größtenteils absorbiert zu —.,.ı00) == haben, denn nirgends findet sich in der Literatur ein Hinweis auf die vielen deutlichen Verwerfungen, welche diese Steinbruchwand durchsetzen. LASPEYRES: a. a. O., S. 406 u. 410, erwähnt „Spalten und senkrechte Absonderungsklüfte“. Auf einer Photographie bei MANnGOLD!) ist der zirka Im hohe senkrechte Sprung links besonders deutlich, wurde aber nach der Beschreibung des Aufschlusses S. 29 zu urteilen, vom Verfasser anscheinend nicht bemerkt. Bei meinen ersten Be- suchen ging ich im Sammeleifer gleichfalls achtlos an den Verwerfungen vorüber. Nach Entdeckung der Sprünge in der Dollendorfer Hardt kam ich indessen mit der ausgesprochenen Absicht wieder zum Quegstein, Störungen finden zu wollen, und der Erfolg übertraf die Erwartungen bei weitem (vgl. Fig.3): Sprunghöhe Streichen Sprunghöhe Sprunghöhe Streichen 12m SO—-NW ca.im ca.0,5 m SSO—NNW Sea Löß Blättersandstein, Quarzit und Konglomerat und Lehm 0,4—0,5 m über unter mächtig dem Blättersandstein Fig. 3. Lagerungsverhältnisse des Tertiärs im alten Steinbruch am Quegstein nordöstlich Wintermühlenhof. In der ehemaligen Steinbruchwand bei dem kleinen See setzen elf deutliche Verwerfungen als Risse, sehr ähnlich Verwitterungsklüften, teils senkrecht, teils leicht geschwungen durch das Gestein, im südwestlichen Teil des Aufschlusses durch quarzige Schichten und Normaltuff, am Südeck des kleinen Sees augenscheinlich nur durch die quarzigen Schichten. An dieser Stelle sind die Spalten älter als der Normaltuff. !) MAnGoLD: Über die Altersfolge der vulkanischen Gesteine und der Ablagerungen des Braunkohlengebirges im Siebengebirge. Inaug.- Diss. Kiel 1888, Taf. Il, Fig. 2. NET Die Blättersandsteinschicht ist von Konglomeraten und Quarziten unter- und überlagert, und läßt die Treppenbrüche gut erkennen. Im nordöstlichen Teil des Aufschlusses oberhalb vom See konnte ich trotz genauen Absuchens der Felswand keine Blätterschicht finden und vermute daher, daß hier nur deren Liegendes ansteht, während die hangenden Teile der quarzigen Schichten denudiert wurden. Die Sprunghöhe bei A (Fig. 3) müßte dann mehrere Meter betragen, um die der südwestliche Flügel gesunken ist. Die Sprunghöhen vom Seeufer bis zum südwestlichen Ende der quarzigen Schichten betragen nur je 0,5 bis 1,2m. Wo im südwestlichsten Teil des Aufschlusses nur noch Tuffe vorhanden sind, scheinen die Sprunghöhen wieder größer zu werden. Die Lagerung ist hier durchweg ziemlich horizontal; der überlagernde Löß wurde nicht ver- worfen. Vom Südwestrande der alten Steinbruchwand zieht sich ein etwa 100 m breiter Grashang zum Wintermühlenhof hin- unter. Hier stehen bis zum Hof hinab mehrere Felsgruppen an, darunter ein alter kleiner Steinbruch. Die Schichten sind meist stark gestört, z. T. steil gegen N und NO einfallend, blattloser Quarzit und Konglomerat. Verwerfungen müssen sich also auch hier finden. Im Hof selbst ist die Lagerung nach LASPEYRES: a. a. O., S. 406 (286), wieder horizontal. Diese tektonischen Linien!) zielen alle genau auf den Anamesit und Basalttuff des Kutzenberges, und auf den Plagioklasbasalt des Petersberges. Der Anamesitgang zwischen Kutzenberg und Petersberg liegt anscheinend gleichfalls in ihrem Streichen. Da der teilweise gestörte trachytische Normaltuff älter ist als die Basalte’), die Spalten aber älter als der Löß, kann ein Teil der Spalten mit den Eruptionen des Kutzenberges und Petersberges gleichaltrig sein. Ein anderer Teil ist älter als die Ausbrüche. Weiter oberhalb ım Mittelbachtal zielt der lange, schmale, schnurgerade Basaltgang im ÖOfenkaulberg ebenso wie ein paralleler Basaltgang südwestlich davon genau auf den Basalt des Petersberges hin. Dieser besteht aus ungleichkörnigem Plagioklasbasalt, der große Gang in seinem dem Petersberg zunächst gelegenen Teil ") In Fig. 1 konnten des Maßstabes wegen nur vier Linien dar- gestellt werden; es sind mindestens zwölf. ?) E. Kaıser: Siebengebirge; im Exkursionsbericht der Deutschen Geol. Ges. Diese Zeitschr., Bd. 58, 1906. Monatsber., 3. 289. | 11 — No aus porphyrischem Plagioklasbasalt, in seinem abgewendeten Ende aus Anamesit. Der Doppelgang südwestlich davon zeigt die gleiche Zusammensetzung. Ein solcher Strukturwechsel spricht nach LASPEYRES: a. a. O., S. 387 (267), nicht gegen die Zusammengehörigkeit. Oberhalb dieses Ganges verzeichnet die Karte von Las- PEYRES auf der Talsohle etwa 160 m über N.N. Normaltuff. Im Steinbruch am Westfuß der Remscheid aber stehen in höherer absoluter Lage liegende quarzige Schichten an, deren Sohle ungefähr bei 170m über N.N. sein muß. Am Winter- mühlenhof liegt sie mindestens 20 m tiefer. Danach dürften die quarzigen Schichten am Westfuß der Remscheid aber- mals durch einen Sprung gegen den Normaltuff hin ver- worfen sein. Gleichlaufend mit dem Ofenkaulberggang durch- setzt der mächtigste, fast 1500 m lange Andesitgang des Siebengebirges die Trachytkuppen des Wasser- falles sowie der Rosenau und zielt tangential auf den benachbarten Andesitausbruch des Stenzelberges. Allerdings ist der Andesit jünger als der Trachyt, und ein unmittelbarer Zusammenhang zwischen dem Andesit des Stenzelberges und des Ganges ist an der jetzigen Erdoberfläche nicht nachgewiesen!). Den tieferen tektonischen Zusammenhang erkennt man aber auf den ersten Blick, z. B. schon durch die leichte Richtungsänderung des Ganges am Rosenausattel, welche den Verbindungslinien dieser drei Ausbuchtstellen genau folgt. Das Mittelbachtal fällt also zum Rheintal über eine Treppe von Sprüngen hinab, die wahrscheinlich mit den benachbarten vulkanischen Durchbrüchen in ursächlichem Zusammenhang stehen. Nun vergegenwärtige man sich die Schwierigkeiten, die hier überwunden werden müssen: Meist Waldbedeckung ohne Aufschluß, Steinbrüche nur in den Laven selbst, hier und da Tuff anstehend, aber ohne scharf bestimmbaren stratigraphischen Horizont, und nur, wo zufällig die Grenze zwischen tonigen und quarzigen Schichten oder ein so charakteristischer Horizont wie der tertiäre Quarzit durch Abbau aufgeschlossen ist, läßt sich mit Zahlen arbeiten. Auch da muß man noch vorsichtig sein, weil die Grenze beider Bildungen auf größere Ent- fernungen stratigraphisch steigen oder fallen kann, ebenso wie der Quarzit in verschiedenen Horizonten aufzutreten ver- ') LASPEYRBS: a. a. O., 5. 444 (324). — 163° — mag. Dazu diese vielfach kaum meßbaren Sprunghöhen! Nur ein glücklicher Zufall und dann die peinlichste Aufmerksamkeit auf die feinsten stratigraphischen Merkmale kann in einem solchen Gebiet zur Erkenntnis des Zusammenhangs zwischen Vulkanismus und Spaltenbildung führen, verbunden mit der ausgesprochenen Absicht, solchen Zusammenhang finden zu wollen. 14. Nachtrag zu meiner Arbeit: „Die zweite Mediterranstufe von Porto Santo und Selvagem.“') Von ZIWKO J. JOKSIMOWITSCH. Pirot (Serbien), den 2. Februar 1910. Von Herr Professor GAGEL wurde ich freundlicherweise darauf aufmerksam gemacht, daß die Fundpunkte E und F der beigegebenen Karte (Fig. 6) meiner Arbeit, die von DE NORONHA entworfen ist, nicht, wie ich irrtümlich angab, solche der Tertiärfossilien, sondern rezente gehobene Strandterrassen sind. Die Seite 82 und 84 beschriebenen Fossilien: Tectarius nodu- losus? Gm. und Cerithium rugosum WooD gehören also wahr- scheinlich nicht in das Tertiär, sondern sind damit als sub- fossil oder rezent festgestellt?). Bei dieser Gelegenheit möchte ich noch beifügen, daß die Textfigur 1 meiner oben erwähnten Arbeit von mir aus der „politisch-militärischen Karte von Marokko“ von PAuL LANGHANS (Gotha, JUSTUS PERTHES) abgezeichnet wurde; die Figuren 2, 3 und 4 aus „der geologischen Beschreibung der Inseln Madeira usw.“ von HARTUNG-MAYER entnommen wurden; und die Figuren 5, 6 und 7 von Herrn DE NORONHA fertig gezeichnet zur Verfügung gestellt sind. I) Diese Zeitschrift, Bd. 62, 1910, H.1, S. 43. 2) Nach Drucklegung dieses Nachtrages erhielt ich durch Herrn Professor GAGEL die freundliche Nachricht, daß diese beiden Fossilien von einem weiteren, noch unbekannten Fundort im Norden der Insel stammen. Sie sind Herrn Pater Schmitz von einem Mövenjäger über- geben; meine obigen Angaben über ihr jugendliches Alter werden hier- durch nicht geändert. 10% 15. Über einen neuen nephelin- und nosean führenden Basaltgang im Vicentinischen. Von Herrn L. MADDALENA. (Mit 3 Textfiguren.) Pavia, Mineral. Inst. d. Universität, den 1. Februar 1910. Unter den lamprophyrischen Gesteinen, welche ich im Herbst 1907 im oberen Vicentin sammelte, fand sich ein Vor- kommen, welches Nephelin und Nosean enthält und dem von ARTINI!) beschriebenen Nephelinbasalt sehr ähnlich ist. Es ist nicht nur wegen seiner mineralogischen Zusammensetzung, sondern auch wegen seines geologischen Auftretens sehr interessant. Das Gestein durchsetzt als Gang das Eruptivmassiv der Guizze-Berge bei Schio, deren Entstehung nach TORNQUIST?) in die Wengener Eruptivperiode fällt. V. FOULLON und v. LASAULX haben analoge Gesteine als Glimmerporphyrit beschrieben. In der Mitte des Eruptivstockes bei dem Dorfe Poleo- Falgare wird eine Bleiglanz- oder Biendegrube betrieben. Die Stollen durchsetzen und folgen (Fig. 3) einem lamprophyrischen Gang, der die Richtung N—S bzw. SSW—NNO besitzt. Das Gestein desselben hat ein basaltisches Aussehen, ist grau- schwarz, dicht bis feinkörnig. Wo die Verwitterung etwas vorgeschritten ist, sind zahlreiche Drusen von weißem und rosa Zeolith zu beobachten, welche dem frischen Gestein gänzlich fehlen. Nur mit der Lupe sind grünliche Olivine als Einsprenglinge zu bemerken. | | Unter dem Mikroskop zeigt das Gestein eine deutliche porphyrische Struktur. Die Einsprenglinge sind meistens Olivin, der vollständig in Carbonat und in Serpentin um- gewandelt ist; nur wenige bestehen aus frischem Augit. In den Schliffen sind auch einige rundliche miarolitische Räume und pegmatitähnliche mikroskopische Gänge und Nester zu bemerken. ARTINI hat ähnliche Räume aus seinem Gestein erwähnt und ihnen einen hysterogenetischen Ursprung !) Un basalto nefelinico a os di Reeoaro. Rendieonti Ist. Lombardo (2) 40, 1907, S. 498-507. ?) Das Vicentinische Triasgebirge. Stuttgart 1901. a / 6 a == zugeschrieben. Sie haben sich vermutlich auf pneumatolyti- schem Wege mit Nephelin, Pyroxen, Biotit und etwas Apatit gefüllt und späterhin dann noch eine Infiltration von Caleit erfahren. In der Grundmasse ist Pyroxen in Form von schmalen kleinen Prismen reichlich vorhanden. Die Farbe ist bräunlichweiß; Pleochroismus fehlt gänzlich. Die Längs- richtung entspricht der Elastizitätsachse C; dies deutet auf ein alkalireiches Glied der Pyroxenreihe. Durch Behandlung mit konzentrierter heißer Salzsäure und durch Trennung mit Acetylentetrabromid konnte ich den Pyroxen isolieren. Sein Brechungsexponent ist nur wenig niedriger als jener von Methylenjodid (1,739 bei 15°), die Auslöschungsschiefe beträgt 30° bis 36°: das entspricht dem . Ägirinaugit. Nephelin ist als farblose Zwischenmasse (Nephelinfülle) erkennbar; er tritt spärlich und versteckt in der Grundmasse, aber reichlich und vollkommen idiomorph in den miarolitischen Räumen auf. Die größeren Schnitte enthalten spärliche winzige Flüssigkeits- und Glaseinschlüsse; ferner schließen sie noch Kryställchen von Apatit, Pyroxen in körnigen Aggregaten und radial geordneten kurzen Stengeln und auch Biotitblättchen ein. Der Biotit findet sich, zum Unterschied von den Ge- steinen der Gegend von Recoaro, nur in den Hohlräumen und besonders an der Peripherie derselben unregelmäßig verteilt. Die Farbe ist gelblichbraun, nur die äußere Zone etwas dunkler. Als Einsprenglinge in dem Biotit finden sich zu- weilen kleine Pyroxenkörnchen. Nädelchen von Apatit kommen als Einschlüsse in allen größeren Gemengteilen reichlich vor, besonders im Nephelin der Hohlräume... Magnetkryställchen und -körner sind nur in der Grundmasse zu beobachten. Sehr interessant ist noch ein Mineral aus der Sodalith- Nosean-Hauyn-Reihe; es ist in der Grundmasse unregelmäßig verteilt, in den miarolitischen Räumen fehlt es vollständig. Seine Durchschnitte sind meistens sechsseitig, aber nur die größeren Krystalle (1mm) besitzen eine scharfe Umgrenzung. Der mitunter vorkommende prismatische Habitus ist auf ein unregel- mäßiges Wachstum des Rhombendodekaeders zurückzuführen. Besonders am Rande der rötlichbraunen, isotropen Kry- stalle häufen sich schwarze Stäbchen an und lassen sie nur schwer durchsichtig erscheinen. Sie erweisen sich bei starker Vergrößerung als reihenförmig angeordnete, winzige Gasporen und opake Körnchen, vermutlich von Eisenerz. Andere Schnitte sind von Strichsystemen durchsetzt, welche sich unter 60° schneiden. Manche Krystalle sind stark abgerundet, offenbar — 100) — infolge magmatischer Korrosion. Selten sind Apatitsäulchen als Finschlüsse vorhanden. | Zur Vervollständigung der mikroskopischen Untersuchungen habe ich die von MOROZEWICZ!) beschriebenen Proben wieder- holt. Bei der Behandlung mit heißem Wasser wurden auch hier NaCl?) und Na,SO, ausgelaugt. Es bleibt also kein Zweifel übrig, daß das Mineral der Sodalith-Nosean-Hauyn-Reihe an- gehört. In seiner mineralischen Zusammensetzung stimmt dem- nach das Ganggestein vom M'® Guizze mit dem nosean- führenden Nephelinbasalt überein, welchen ARTINI (a. a. OÖ.) aus dem Quarzphyllit von Recoaro beschrieben hat. Die Bausch-Analyse des Gesteins vom M‘® Guizze ergab folgendes Resultat: SU. ne a a ee RR PO ee ee 1218 One 8,80) FeO.2....220 0 rn ee RN MnO.:. 2.2 8 ee re ao 0302... nee ee laroıl MsO. ee 9,82 Na,0 3,48 KON Dre ee al P,0:;%22 30 2a ea 1,40 IuO; 2 San 8.608 COS Ne ee ee H,O ber 100.7 N 1,66 IT, O2berRotelu2 2.0 me 3,17 100,14 Der niedrige SiO,-Gehalt rührt von der vorgeschrittenen Verwitterung und Umwandlung des Olivins her. Aus den er- mittelten Werten erhält man nach Abzug von kohlensaurem und phosphorsaurem Kalk die unter &@ angegebenen Zahlen, die unter $# auf 100 berechnet sind. Die Molekularverhält- nisse sind unter und auf 100 berechnet unter d angeführt. (Vergl. hier die Tabelle auf $8. 167.) Der Aciditätskoeffizient « = 1,06 ist niedriger als das von LOEWINSON-LESSING für seine ultrabasischen Gesteine angeführte Minimum (monosilicatische Magmen @« < 1,4). Die Formel 3,39 RO.R,O,. 3,43 SiO, nähert sich der von ihm für Nephelinbasalt und Nephelinit gegebenen. Das Verhältnis R,O:RO = 1:6,76 beweist deutlich die Ultrabasicität des Gesteins. ') Experimentelle Untersuchungen über die Bildung der Mineralien im Magma. TscHERMARs Mitteil., N.F., Bd. XVII, 1899. ®) Um die Chlor-Reaktion zu erhalten, muß man mehr HNO, zu- setzen und länger kochen. @ | ß % | 0) emo: 2... 8968 40,72 67,41 43,37 Be ....1.1098 15,43 15,10 9,71 Bea... :%,..10°:8,89 7,30 4,57 2,94 Foeno. .....| 682 8.29 11,39 1,33 ee Be 9,99 17,79 11,45 Bere nn 982 | 12,26 30,37 19,54 Be... .| sa 439 7.07 4,56 Be... 101 1:21,68 ll 1,10 779957 7100000 1552721210000 Sehr interessant sind die Lagerungsverhältnisse unseres ‘ Gesteins und besonders seine Beziehungen zu den benach- barten Brüchen und Verwerfungen. Darnach muß man den Gang als vortertiär ansehen. Der Wengener Eruptivstock des M'® Guizze ist von einem bleiglanz- und blendeführenden Bruchsystem in der Richtung W-—O durchsetzt. Die Brüche haben einen esokinetischen Ursprung, sie entsprechen nachtriadischen Bewegungen, wahr- scheinlich dem tertiären Faltensystem. Man kann also die- selben mit den andern des ÖOber-Vicentins zusammenstellen. Nach TORNquisT lassen sich die Verwerfungen des Vicen- tinischen in solche einteilen, welche von W nach OÖ und in solche, die von NNW nach SSO verlaufen. Beide Bruch- systeme sind in der Tertiärzeit entstanden (Oligocän). Das westöstliche wird von dem von NNW nach SSO verlaufenden gestört; jenes ıst also älter als dieses. Unsere mineralisierten Brüche sind dem älteren W— Ö- System zuzurechnen. Das theralitische Magma ist in eine ein- fache Spalte (Richtung N—S bzw. NNO—SSW) ohne Sprung eingedrungen; sie endigt in dem Eruptivmassiv; in der Tat ist an der Südgrenze des Porphyritgebietes keine dem Gange entsprechende Störung bemerkbar. Ich habe die im Vicentinischen auftretenden gangförmigen Gesteine in drei Gruppen geteilt: die vortriadischen, die triadischen und die tertiären!). Unser Gang ist chemisch und petrographisch jenem der beschriebenen triadischen Gänge sehr ähnlich, welche im Posina-Leogra- und Recoaro-Gebiete die Wengener Porphyrite durchsetzen und, ohne das untere Niveau des Hauptdolomits zu überschreiten, sich als Effusivdecken auf !) Über Eruptivgesteinsgänge im Vicentinischen. Diese Zeitschr. 59, 1907, S. 377400. — denselben ausbreiten. Er ist chemisch, petrographisch und geologisch ganz verschieden von den tertiären Gängen, die den Hauptdolomit in seiner ganzen Mächtigkeit durchsetzen und sich auch im Jura (Asiago) und in der Kreide Valdagno) finden. Ich sehe daher in diesem Gestein, wie in den andern oben genannten, die letzte Äußerung der vulkanischen Tätigkeit in der Wengener Periode: als die großen porphyrischen Massen schon festgeworden waren, drangen mehr basische Magmen in Fig. 1. Fig. 2. Struktur eines Erzganges vom Mt. Guizze. ihrer endokinetischen Erstarrungs-Sprünge und erfüllten sie. Diese Ansicht wird durch das Verhalten des Eruptivganges zu einem der mineralisierten Brüche in der Val Curta-Grube klar bestätigt. Der Erzgang dieser Grube entspricht einer 0,80 bis 1,20 m breiten Spalte, welche mit erdigen Mineralien, Quarz, Calzit, Siderit, Porphyrbruchstücken erfüllt ist, die lagenförmig oder linsenförmig dem Salband parallel geordnet sind. In dieser Gangmasse bilden Bleiglanz, Blende, Pyrit und Chalkopyrit Be — teils regelmäßige (symmetrische) Lagen und Schnüre (Fig. 1), teils sind sie unregelmäßig in sie eingesprengt (Fig. 2). Im Fortschreiten nach Osten trifft dieser Erzgang, der durch einen Stollen 60 m weit in östlicher Richtung verfolgt wurde, auf den Eruptivgang. An der Kontaktstelle biegt er aber, ohne den Gesteingang zu durchsetzen, mit einem Krüm- mungsradius von 2 m in eine südnördliche Richtung um und behält hierbei seine Struktur und Erzführung; nur seine Mäch- tigkeit wird geringer (30—40 cm). Durch die bergbaulichen en x - x Yal Curfa';; Fig. 3. Verhalten des Erzganges vom Mt. Guizze beim Znsammentreffen mit einem Eruptivgang. Statt „Basaltgang“ ist in der Figur zu lesen: „Eruptivgang*. Arbeiten ist der Erzgang nach Norden längs des Eruptiv- ganges, den er begleitet, auf eine Erstreckung von 34 m bloß- gelegt worden (Fig. 3); dann aber biegt er ziemlich scharf wiederum in östliche Richtung um und schneidet dabei den Eruptivgang ab. Erst in einer Entfernung von 11 m legt sich der Eruptivgang auf der linken (nördlichen) Seite der Galerie wieder an; zugleich wird der Erzgang allmählich wieder mächtiger und zeigt auch hier, in dem Masi-Tälchen, im Streichen und Fallen, in Mineralisation und Gangart genau den gleichen Charakter wie in Val Curta. Es geht aus diesem Verhalten hervor, daß die Spalte, auf der später auf wässerigem Wege Bleiglanz und Blende ei BA zum Absatz gelangten, bei ihrer Bildung einen großen Wider- stand in dem Eruptivgang antraf und ihm deshalb bis zu einer schwächeren Stelle folgte, wo sie ihn durchbrach, um weiterhin nach einer Verschiebung von 34 m (Fig. 3) wiederum ihre alte Richtung anzunehmen. Der Eruptivgang ist demnach sicherlich älter als der erzführende Bruch, dem ein oligocänes Alter zugeschrieben wird, und wegen der bereits betonten Ähnlichkeit, die er in chemischer und petrographischer Be- schaffenheit mit den andern vortertiären (triadischen Gängen) im Vicentinischen zeigt, ist wohl die bereits vorher aus- gesprochene Ansicht, daß er am Ende der Wengener Periode zur Bildung gelangt ist, vollkommen gerechtfertigt. 16. Über die Plänerschotter und das Diluvium des Leinetales. Von Herrn A. v. KoEnen. Göttingen, den 20. Februar 1910. In der kurzen brieflichen Mitteilung im Jahrbuch der Kgl. Geolog. Landesanstalt für 1908, S. 100 und 610 hatte ich bemerkt, daß für die Gegenden von Alfeld-Gronau „bisher nur eine Glazialzeit nachgewiesen werden konnte“; natürlich ist damit „Vereisung“ gemeint. Der Geschiebelehm, die Grund- moräne, zieht sich an flacheren Gehängen verschiedentlich vom Leinetal aus um 40 und mehr Meter ohne oder doch ohne wesentliche Unterbrechungen in die Höhe, so daß die Höhen- lage allein einen genügenden Anhalt für die Trennung von Grundmoränen verschiedenen Alters nicht liefern kann. Ich halte es aber für höchst wahrscheinlich, daß die Vor- stöße des nordischen Gletschers nicht gleich weit nach Süden gereicht haben, daß also die verschiedenen Vereisungen nicht gleich weit sich nach Süden erstreckt haben und mit ihnen die Grundmoränen. Bei der Nähe der südlichen Verbreitungsgrenze des nor- dischen Diluviums würde eine solche Differenz von nur 30 oder gar 40 km schon genügt haben, um das Auftreten nur einer Vereisung bei Alfeld-Gronau herbeizuführen, gleichviel ob in Holstein usw. drei oder mehr Vereisungen sich nach- weisen lassen. — 11 — Herr OÖ. GrUPE hat nun in Nr. 12 dieser Monatsberichte vorigen Jahres einen Aufsatz veröffentlicht „zur Frage der Terrassenbildungen im mittleren Flußgebiete der Weser und Leine und ihre Altersbeziehungen zu den Eiszeiten“. Er sagt darin selbst (S. #85), daß die Flußterrasse „ihre Existenz einer zweiten, Jüngeren Vereisung verdankt, ist aus den Lagerungsverhältnissen im Leinetal vielleicht nicht ohne weiteres ersichtlich“. Unbegründet ist daher vorläufig die von ©. GRUPE geäußerte Ansicht, es sei eine „nicht richtige Voraussetzung, daß die glazialen Ablagerungen des mittleren Leinegebietes einer einzigen Vereisung angehören“. Gänzlich unbegründet ist aber auch, daß GRUPE die von mir als vor- oder frühglazial unterschiedenen „Plänerschotter“ ‚ohne weiteres als „Schotter dieser (Leine-) Terrasse in den Nebentälern“ bezeichnet, ohne sie selbst näher untersucht zu haben. Ich habe die erwähnten brieflichen Mitteilungen nur ge- macht, um zu begründen, daß die „Plänerschotter“ auf der geo- logischen Spezialkarte nicht als postglazial oder gar alluvial bezeichnet werden dürften, und halte es für wünschenswert, alle Hypothesen und Theorien ungedruckt zu lassen, bis die geologische Kartierung der Gegend abgeschlossen ist, und möglichst vollständige Beobachtungen vorliegen. Es kommen dabei auch Fragen in Betracht, wie ich sie 1896 in einem Aufsatz „über Abhangsschutt und Diluvium“ erörtert habe. en Neueingänge der Bibliothek. GAGEL, C.: Zur Geologie Schleswig-Holsteins. Kritische Bemerkungen zu den Arbeiten von K. ÖLBRICHT und H. SPETHMAnN über Schles- wig-Holstein, sowie über die Anwendung der Prnkschen Diluvial- gliederung auf Norddeutschland. S.-A. aus: Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, Bd. XXX, Teil II, H.2. Berlin 1908. JAHN, JAROSLAV I1.: ÖOstratigrafii a tektonice ostravsko-karvinsk&ho karbonu. Zvlastni otisk ze zprav Kommisse pro prirodovedeck& prozkoumäni Moravy. VBrne 1909. — Pokra&uje-li karbon ostravsko-karvinsky pod Karpaty. Zvlästni otisk ze zpräv Kommisse pro prirodov&decke prozkoumäni Moravy. V Brne 1909. — Stravba Evropy. Zvlästni otisk z Piirody ro& VIII, 1—3. Lang, RıcHhArp: Der mittlere Keuper ım südlichen Württemberg. Inaugural-Dissertation. Stuttgart 1909. — Über Kaolinit in Sandsteinen des schwäbischen mittleren Keupers. S.-A. aus: Centralbl. Min. 1909, Nr. 19. Stuttgart 1909. — Über die Lagerung und Entstehung des mittleren Keupers im süd- lichen Württemberg. S.-A. aus: Öentralbl. Min. 1909, Nr. 2 Stuttgart 1909. Marrın, K.: Über Rangifer tarandus aus Niederland. S.-A. aus: Kgl. Akad. d. Wissensch. Amsterdam 1909. Mitteilungen der Brandenburgischen Provinzialkommission für Natur- denkmalpflege, Nr. 2/3, 1909. Berlin 1909. PsıLippi, E.: Die Grundproben. S.-A. aus: „Deutsche Südpolar-Expe- dition 1901—1903.* Herausgeg. v. E. v. DryGAuskı. Bd. 2: Geo- graphie u. Geologie. Berlin. SomMER, KAarL: Die Fauna des Culms von Königsberg bei Gießen. S.-A. aus: N. Jahrb. Min. XXVII. Stuttgart 1909. WAHNSCHAFFE, F.: Der Dünenzug bei Wilhelmshagen-Woltersdorf. S.-A. aus: Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, XXX, Teil I, H.3. Berlin 1909. WIEGERS, Frırz: Neue Funde paläolithischer Artefakte. 1. Aus dem Diluvium Thüringens und Sachsens. S.-A. aus: Zeitschr. f. Ethnologie, H.4 u. 5, 1907. — Neue Funde paläolithischer Artefakte. 2. Aus dem Diluvium am Großen Fallstein. S.-A. aus: Zeitschr. f. Ethnologie, H. 4, 1908. — Die geologischen Verhältnisse der Umgegend von Calvörde. Bericht über die Aufnahme der Blätter Calvörde, Uthmöden, Mieste und Letzlingen in den Jahren 1903 und 1904. S.-A. aus: Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1904, XXV, 4. Berlin 1906. — Neue Beiträge zur Geologie der Altmark. I. Das Tertiär im Kreise Gardelegen und einige Bemerkungen über das Diluvium. S.-A. aus: Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1907, XXVUI, 2. Berlin 1907. WOouLrr, W.: Bericht über die Exkursionen mach Langenfelde und nach Flensburg, Sonderburg und Steensigmoos (Halbinsel Broacker). S.-A. aus: Monatsber. d. Deutsch. geol. Ges, Bd. 61, Nr. 11. Berlin 1909. — KARL CHRISTIAN GOTTSCHE. Ein Lebensbild. S.-A. aus: Monatsber. d. Deutsch. geol. Ges., Bd. 61, Nr. 11. Berlin 1909. Zu Seite 98. . Hoffmann gez. Lichtdruck von Albert Frisch, Berlin W. Monatsberichte der Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr: 3, 1910. Protokoll der Sitzung vom 2. März 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und erteilt dem Schriftführer das Wort zur Verlesung des Protokolls der letzten Sitzung. Das Protokoll wird verlesen und genehmigt. Als neue Mitglieder wünschen der Gesellschaft beizutreten: Herr Dr. HEINRICH TAEGER in Wien, vorgeschlagen von den Herren FRECH, UHLIG und v. ARTHABER. Herr OTTO SPANDEL in Nürnberg, vorgeschlagen von den Herren ZIMMERMANN, BLANCKENHORN und EBERDT. Herr Dr. EmiL CARTHAUS in Grunewald, Humboldtstr. 9, vorgeschlagen von den Herren BLANCKENHORN, BELOWSKI und STREMME. Herr cand. FRIEDRICH MORITZ WEISER in Leipzig- Eutritzsch, vorgeschlagen von den Herren CREDNER, PIETZSCH und RAUFF. Herr Dr. med. ARTHUR HiNTZE, prakt. Arzt in Kon- stantinopel-Pera, Deutsches Hospital, vorgeschlagen von den Herren BRANCA, RECK und STREMME. RS Die Reichsgräflich Schajigottsche Mujoratsbibliothek in, u: cr BES Warmbrunn an Stelle des Herrn Prof. Dr. NBNRWIG, Bibliothekars der Reichsgräflich SCHAFFGÖTTSChEn] 9, Majoratsbibliothek. \ [7 ; Der Vorsitzende legt die eingegangenen Druckschriftenön] An gerD vor und erteilt den Herren GRUPE und STREMME das Wortmann 12 — AMT — Die Herren 0. GRUPE und H. STREMME sprachen über die Basalte des Sollings und ihre Zersetzungsprodukte. Eine ausführliche Behandlung dieses Gegenstandes wird demnächst im Jahrbuch der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt erfolgen. Es sei deshalb hier der Inhalt des Vortrags nur in seinen wesentlichsten Punkten wiedergegeben. Zunächst sprach Herr O. GRUPE über die geologischen und petrographischen Verhältnisse. | Die Basalte des Sollings, ihrer mineralischen Zusammen- setzung nach teils dichte olivinreiche Plagioklasbasalte (Bram- burg), teils olivinarme, vielfach rhombischen Augit führende Dolerite und Trachydolerite!) (Polier, Amelieth) sind besonders interessant durch ihre nachweisbaren genetischen Beziehungen zu dem Gebirgsbau der Gebiete, in denen sie liegen, sowie durch ihre hochgradigen Zersetzungserscheinungen, wie sie bei Basalten in dieser Ausbildung nicht allzu häufig sein dürften. Bei sämtlichen Basaltvorkommen liegen präexistierende Eruptionsspalten vor, die sich an der Erdoberfläche durch bedeutendere Verwerfungserscheinungen do- kumentieren. Diese präexistierenden Spalten gehören zum Teil wie an der Bramburg ihrer Entstehung nach einer prä- oligocänen Epoche der Gebirgsbildung an, in der der Solling, der Reinhardswald und ihr weiteres Vorland ihre maßgebende Erhebung erfuhren?), sind dann aber nach Ablagerung des Tertiärs zur jungmiocänen Zeit zum zweiten Male aufgerissen, wobei sie Einstürze tertiärer Schichten erzeugten und zugleich an einigen Stellen basaltischen Magmen den Austritt an die Erdoberfläche ermöglichten. Dort, wo diese tertiären Ver- werfungen nur einseitig erfolgt sind und das Tertiär nach Abtragung des stehengebliebenen Flügels nach wie vor den Buntsandstein des Sollings krönt, bildet auch der das Tertiär bedeckende Basalt eine else: Erhebung hoch oben auf dem Sollingplateau (Bramburg). Wo dagegen die tertiären Schichten zwischen zwei in gleichem Sinne verlaufenden Spalten zur Tiefe gesunken sind, also inmitten der Buntsand- !) Nach Auffassung von Herrn Dr. Fınck#, der mich bei der mikroskopischen Untersuchung durch mancherlei Auskunft freundlichst unterstützt hat. ?) GRUPE: Präoligocäne und jungmiocäne Dislokationen und tertiäre Transgressionen im Solling und seinem nördlichen Vorlande. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1908, S. 612. steinhöhen ein tiefes Einbruchstal erfüllen, liegen auch die Basalte am Rande des Tertiärgrabens unten im Tal (Polier, Amelieth). Speziell an der Bramburg ließ sich aus den Lagerungsformen der in einzelne Säulen abgesonderten Basalt- decke einwandfrei feststellen, daß der Basalt nicht etwa mit verworfen worden ist, sondern nach oder besser infolge der Tertiärversenkung auf den Randspalten hervorgequollen ist, um sich dann an der Oberfläche deckenförmig auf dem einge- sunkenen Tertiär auszubreiten und an den stehengebliebenen Buntsandsteinsockel anzulagern. Die Eruptionsspalten der Bramburg sind in ihrer ersten Anlage präoligocän oder wenigstens doch präoberoligocän, da der von ihnen eingeschlossene Rötgraben sowohl wie die angrenzenden Schichten des Mittleren Buntsandsteins gleich- mäßig diskordant von Oberoligocän, Miocän und Basalt über- lagert werden. Schon aus diesem Grunde kann der Rötgraben der Bramburg nicht etwa eine „Schlotausfüllung“ oder durch ein im Anschluß an die Basalteruption erfolgtes Einsinken der umgebenden Gebirgsschichten entstanden sein nach Art der Vorkommen, wie sie BÜCKING!) aus der Rhön beschrieben hat. BÜCKInG kommt zu dem immerhin auffallenden Schluß, daß selbst manche der größeren, nordsüdlichen Grabeneinbrüche von 2—300 m Sprunghöhe als direkte Folgeerscheinung der vulkanischen Tätigkeit anzusehen seien, Ein Analogon zu diesen Verhältnissen bietet also jedenfalls der Rötgraben der Bramburg nicht, wie denn überhaupt die Lagerung des die Basalte unterteufenden Tertiärs auf den verschiedenen auf- gerichteten Triasschichten des Sollings, des Reinhardswaldes und ihres weiteren Vorlandes beweist, daß nach Ablagerung des miocänen Tertiärs und nach den Basalteruptionen keine erheblichen Abtragungen älterer Schichten stattgefunden haben können, und daß in dieser präoligocänen Denudationsfläche vorhandene Gräben mesozoischer Gesteine gleich der Haupt- faltung des Gebietes in ihrer ersten Anlage ebenfalls prä- oligocänen Alters sind, wie ich es speziell für den Leinetal- graben und die Sollinggräben a. a. OÖ. näher ausgeführt habe. Nachdem sich nun aber unsere Ansichten über das Alter der deutschen Mittelgebirge von Grund aus verschoben haben, wäre wohl die Frage zu prüfen, ob nicht auch an der Rhön eine präoligocäne Gebirgsbildung vorliegt, und ob nicht die größeren Schollen der in der Umgebung der Basalte auftretenden ) BückınG: Über die vulkanischen Durchbrüche in der Rhön und am Rande des Vogelsberges. Beiträge zur Geophysik Bd. VI, 1904, S. 267 ff. 127 a jüngeren Triasgesteine, die BÜCKING als durch den Vulkanismus erzeugte Einbrüche deutet, in Wirklichkeit alte Gräben dar- stellen, an deren Randspalten in jungmiocäner Zeit abermalige Verschiebungen und damit zusammenhängend die Basaltaustritte erfolgten. Nach den vorliegenden geologischen Karten scheinen mir doch manche Lagerungsverhältnisse, wie z. B. an dem Basaltzuge des Hahnberges bei Oberkatz, für eine solche präoligocäne Gebirgsbildung') der Rhön sehr zu sprechen. „ Die erwähnten Zersetzungsformen des Basaltes bestehen an der Bramburg aus grau und grünlich gefärbten Basaltwacken und Basalttonen sowie weißen Rohkaolınen, die aber vielfach durch die Verwitterung stark gebräunt sind und meist in breiteren, in die Tiefe hinuntersetzenden Zonen den frischen Basaltkörper durchziehen. Die Basaltsäulen schneiden niemals scharf an diesen Zersetzungsmassen ab, sondern sie lösen sich in der Nähe derselben in einzelne polyedrische bis rundliche Blöcke auf, die durch zunehmende Zersetzung allmählich in Wacken, Tone und Rohkaolin übergehen. Nicht selten teilen auch längs und querverlaufende schwärzliche, eisen- und mangan- reiche und andererseits weiße, kaolinische Adern die Wände in einzelne Felder und zeigen die ehemaligen Begrenzungs- flächen der Säulen und ihrer Teilstücke an, auf deren Trennungs- fugen nachträglich noch wieder eine Umlagerung der Eisen- und Manganoxyde stattgefunden haben muß. Was das Verhalten der einzelnen basaltischen Gemeng- teile gegenüber der Zersetzung angeht, so beobachtet man u. d. M. zunächst eine teilweise Umwandlung des Olivins in Serpentin. In einem weiteren Stadium werden die Augite und Plagioklase angegriffen, von denen die ersteren eine Zer- setzung zu grünlichem Chlorit erfahren, während die Plagioklase mehr und mehr ihre Zwillingslamellierung einbüßen und in filzig-blättrige Aggregate von Kaolin übergeführt werden. Nach vollständiger Zerstörung und Fortführung der serpentinösen und chloritischen Zersetzungssubstanzen entsteht ein heller, sich fettig anfühlender Rohkaolin, in dem von den einzelnen Gemengteilen nur die Eisenerze ihrer äußeren Gestalt nach zu erkennen sind, aber vielfach von einer Limonitkruste um- kleidet werden. Diese durch die atmosphärische Verwitterung bedingte Limonitisierung ist jedoch nicht nur auf die extreme Zersetzungsform des Basaltes beschränkt, sie macht sich vielmehr !) In den Erläuterungen der inzwischen erschienenen Rhönblätter Kleinsassen und Garsfeld führt bereits Bückınq derartige präoligocäne Gebirgsstörungen an. bei allen Zersetzungsstadien bemerkbar und ist sowohl an die serpentinisierten Olivine wie an die chloritisierten Augite und schließlich an die Eisenerze gebunden, und durch kolloidale Umlagerung können überall konkretionäre Anreicherungen von Brauneisex sich bilden. In gleicher Weise vollständig kaolinisiert ist der über 1 km lange, aber meist nur wenige Dezimeter oder gar nur wenige Zentimeter breite Basaltgang bei Neuhaus. Dieser ist weiter dadurch besonders ausgezeichnet, daß am beiderseitigen Kontakt der kaolinischen Massen Eisensteine, und zwar stark eisenschüssige Sandsteine und hochprozentige braune Toneisen- steine, auftreten, die aus den angrenzenden Buntsandstein- schichten, Sandsteinen und Tonen, durch Anreicherung des dem Basalt entführten Eisens hervorgegangen sind. Eine weniger intensive. Zersetzung zeigen die Dolerite von Polier und Amelieth. Dafür sind aber hier die Gesteine, soweit sie aufgeschlossen, meist in ihrem ganzen Umfange in irgendeiner Weise, vorwiegend zu einer stark porösen Basaltwacke, umgewandelt, wie z. B. in dem gegenüber Polier gelegenen Steinbruch, wo der 20— 25 m hohe, in lauter ein- zelne Kugeln und Kugelschalen abgesonderte Doleritfelsen nirgends mehr seine ursprüngliche Frische erkennen läßt. Neben den serpentinösen und chloritischen Substanzen, die die grüne Gesteinsfärbung bedingen, treten hier auch Carbonate, und zwar Calcite und Sphärosiderite, als Zersetzungsprodukte auf, von denen die ersteren z. T. regelrechte Pseudomorphosen nach Olivin und Augit bilden, z. T. mit den Sphärosideriten zusammen die Poren und Hohlräume auskleiden, aus denen die Olivine und Augite zuvor zerstört worden sind. Für die Frage nach der Natur und Herkunft der zer- setzenden Vorgänge ist besonders die Gesteinsausbildung am Eingange des westlichen Bruches der Bramburg entscheidend. Dort findet sich unmittelbar über den Tertiärsanden inmitten des kompakten, nur schwach angewitterten Basaltes sackartig in sich abgeschlossen eine als Basaltschlacke entwickelte Partie, die größtenteils nachträglich zu einer graufarbigen Basaltwacke und Wackenton bezw. zu einem hellen Rohkaolin zersetzt worden ist. Das Auftreten dieser stark zersetzten Basaltschlacke inmitten des kompakten Basaltkörpers und ihr anscheinend völliger Mangel an irgendwelchen Oxydationsformen zeigen also deutlich, daß es sich nicht um einen gewöhnlichen Verwitterungsvorgang handeln kann, und daß die zersetzenden und kaolinisierenden Agenzien von unten gekommen sein müssen. — SD Für die ehemalige Tätigkeit solcher postvulkanischen Prozesse sprechen dann noch andere Erscheinungen, die, außerhalb des eigentlichen Basaltkörpers gelegen, an die Rand- spalten der Grabenversenkung der Bramburg gebunden sind und in einer metasomatischen Umwandlung der an den Verwerfungs- spalten auftretenden Sandsteine und Tone zu stark eisen- schüssigen Sandsteinen bzw. Toneisensteinen bestehen. Auf den Verwerfungsspalten aufsteigende CO,-haltige Lösungen dürften das Eisen, das aus den in der Tiefe befindlichen zer- setzten Basaltmassen stammen mag, als Bicarbonat zugeführt und an der Erdoberfläche als Eisenoxydhydrat abgeschieden haben. Auf ganz analoge Zersetzungsvorgänge der postvulkanischen Periode weisen auch der durch und durch kaolinisierte Basalt- gang bei Neuhaus und die in seinem Kontakt auftretenden metasomatischen Eisensteine des Mittleren Buntsandsteins hin. Etwas anders liegen die Verhältnisse bei den Doleriten von Polier und Amelieth, wo die Gesteine, soweit sie aufge- schlossen, zumeist in ihrem ganzen Umfange, aber nicht so intensiv zersetzt sind. Es wäre wohl denkbar, daß die atmo- sphärische Verwitterung allein diese Umwandlung bewirkt haben könnte, wenngleich die bei Polier zu beobachtende Höhe des verwitterten Doleritfelsens von 20—25 m immerhin auffallend wäre. Nun befindet sich aber auch in diesem Gebiete etwas weiter südlich von Polier eine stärkere Zersetzungsform eines Trachydolorits, der durch einen in den Buntsandsteinhang hineingetriebenen Stollen ehemals ausgebeutet worden ist und augenscheinlich eine lakkolithartige, von der Eruptionsspalte in die angrenzenden Buntsandsteinschichten hineingepreßte Apophyse darstellt. Dieser Trachydolerit ist z. T. zu einem hellen, weichen Tongestein zersetzt, dessen geringe Oxyda- tionsspuren dafür sprechen, daß der Lakkolith einer stär- keren Einwirkung der Tageswässer entzogen war und seine hochgradige Zersetzung von unten kommenden Agenzien ver- dankt. Sodann tritt noch heute bemerkenswerterweise auf derselben Randspalte des Tertiärgrabens, also auf der gleichen Eruptionsspalte, 2—3 km weiter südlich bei Bodenfelde ein Kohlensäuerling zutage, der in ursächlichem Zusammenhange mit den ehemaligen benachbarten Basaltausbrüchen stehen dürfte und auch seinerseits die zersetzende Tätigkeit postvulkanischer Prozesse für dieses Gebiet durchaus wahrscheinlich macht. Dieser Kohlensäuerling von Bodenfelde ist der einzige, der im Bereiche des Sollings heute noch an die Erdoberfläche tritt. Reicher an Kohlensäuerlingen und Kohlensäureexhalationen ist bekanntlich das dem Solling im W vorgelagerte Gebiet von — RI Höxter, Herste und Driburg. Alle diese Kohlensäuerlinge sind als die letzten Nachklänge der basaltischen Eruptionen anzu- sehen und dürften in früherer Zeit im Anschluß an die ‚Magmaausbrüche in weit stärkerem Maße dem Erdboden ent- strömt sein. Es wird dadurch die Vermutung erweckt, daß gerade sie die Hauptträger der postvulkanischen Prozesse ge- wesen sind und die Zersetzung der basaltischen Gesteine ver- ursacht haben. Schon die an Spalten gebundene metaso- matische Umwandlung der Buntsandsteinschichten zu Eisen- steinen an der Bramburg sowohl wie bei Neuhaus weist auf die Zuführung von Eisencarbonat durch aufsteigende kohlen- säurehaltige Lösungen hin. Und die Auffassung von der zer- setzenden Tätigkeit juveniler Kohlensäure wird noch weiter gestützt durch das Fehlen irgendwelcher an die Basalt- zersetzung geknüpfter Neubildungen (Turmalin, Fluorit usw.), wodurch anderweitige pneumatolytische und pneumatohydato- gene Prozesse ausgeschlossen sein dürften, und sie steht des weiteren auch mit den chemischen Untersuchungsergebnissen durchaus im Einklang, über die Herr STREMME nach mir berichten wird. Zu dieser postvulkanischen Zersetzung der Basalte gesellt sich nun aber, wie wir sahen, von oben her hinzu der Prozeß der atmosphärischen Verwitterung und Oxydation, der z.T. gleichzeitig mit der ersteren Hand in Hand vor sich gegangen sein mag, z. T. aber wohl erst nachträglich eingesetzt hat und in den gelockerten und zersetzten Partien des Basaltes bis zu bedeutenderer Tiefe vordringen konnte. Treffen wir doch in allen an die Tagesoberfläche ausgehenden Zersetzungszonen bis auf die Sohle der heutigen Aufschlüsse, d. h. bis zu einer Tiefe von 15—20 m, Oxydationserscheinungen an, die teils in einer Abscheidung, teils in einer Umlagerung von Limonit sich kenntlich machen. Und zwar sind davon alle Stadien der Basaltzersetzung betroffen. Zunächst werden die serpentini- sierten Olivine, sodann die chloritisierten Augite und schließlich in den kaolinischen Tonen die Eisenerze als die einzigen noch einigermaßen unversehrten Gemengteile mehr oder weniger in Limonit übergeführt, und durch kolloidale Umlagerung können überall Anreicherungen von Brauneisen entstehen. Einer noch späteren Periode dürften dann die entlang den ehemaligen Trennungsklüften der Basaltsäulen verlaufenden schwarz-weißen Adern angehören, die durch Umlagerung der Eisen- und Manganoxyde entstanden sind, mag diese nun durch aufsteigende Lösungen oder durch die von oben eindringenden Sickerwässer bewirkt worden sein. Darauf trug Herr H. STREMME vor über die Zersetzung der Sollingbasalte in chemischer Hinsicht. Der liebenswürdigen Aufforderung von Herrn GRUPE, mich an der Besprechung der Analysen zu beteiligen, bin ich um so eher nachgekommen, als die sorgfältige Auswahl des ana- lysierten Materials durch Herrn GRUPE und die große Zahl der ausgezeichneten Analysen, die von den Herren Dr. EyME und Dr. KLüss im Laboratorium der Kgl. Geologischen Landes- anstalt unternommen worden sind, den Vorgang der Zersetzung so klar verfolgen lassen, wie es meines Wissens bisher noch bei keiner Basaltzersetzung der Fall gewesen ist. Von der Bramburg sind acht Tone, von Neuhaus zwei und ein Eisenstein, von Polier drei Zersetzungsprodukte analysiert worden. Die analytischen Daten wurden auf wasserfreie Substanz um- gerechnet und die Umrechnung im zweiten Teile der Tabellen wiedergegeben. Die Besprechung geschieht in der auch von Herrn GRUPE gewählten Reihenfolge A. Bramburg, B. Neuhaus, C. Polier. A. Bramburg. Von den Analysen der Bramburgtone zeigt IV die Zu- sammensetzung eines relativ eisenoxydreichen Kaolines. Das Verhältnis von AlO,:S1ı0, ist 46,07 :53,95, während 45,83 :54,17 der Formel Al,O,: 2SiO, entspräche. Diese un- beträchtliche Abweichung kommt bei Kaolinen häufig vor, auch bei solchen, deren Material aus der Zersetzung von Granitfeldspat herrührt. Einen bemerkenswerten Unterschied von den Kaolinen im allgemeinen läßt der hohe Wassergehalt von über 19 Proz. erkennen, während Kaolin zumeist der Formel entsprechend nur 14-Proz. enthält. Ein Teil dieses Überschusses an Wasser kommt wohl den 4 Proz. Eisenoxyd zu, auch der fast 1 Proz. betragende Magnesiagehalt dürfte Wasser binden, beide zu- sammen jedoch nur einen kleinen Teil des ca. 5 Proz. be- tragenden Wasserüberschusses. Möglicherweise sind Gele in dem Tone enthalten. Von den Bestandteilen: des: Basaltes- wird Augit, falls er Tonerde enthält, gelegentlich zu Cimolit und Anauxit, also kolloiden Allophantonen, zersetzt. Das Vor- kommen von Allophantonen, die bis 50 Proz. Wasser enthalten können, würde hier den Wasserüberschuß erklärlich machen. Ein sicheres Mittel, solche Gele von den zwar amorphen, aber nicht nachgewiesenermaßen als Gele anzusprechenden Feldspat- resttonen zu trennen, kennen wir bisher noch nicht. Dem Feldspatresttone (Kaolin) braucht also die hohe Wassermenge nicht zugeschrieben zu werden. hei, Daß wir aber hier Kaolin vor uns haben, geht aus dem Tonerde-Kieselsäure-Verhältuis der anderen Zersetzungsprodukte hervor. Im zweiten hellen Tone Nr. III verhält sich Al,O, zu SiO, wie 41,55:58,45. Wir haben hier noch einen Überschuß an Kieselsäure, und diesem Überschusse entspricht auch ein Mehrgehalt an Alkalien und Kalk gegenüber Nr. IV. Wir können also III als noch nicht fertigen -Kaolin ansprechen. Die Analysen der braunen Zersetzungsprodukte sind nach ihrem Kaolinisierungsgrade geordnet. Das Verhältnis Al,O, zu 81:0, ist bei V 31,61 :68,39; ber VI 35,49: 64,51; bei VII 39,72:60,23; bei VIII 44,21 :55,79; bei IX. 45,37 : 54,63. IX ist Kaolin mit einem kleinen Kieselsäureüberschuß und entsprechend arm an Alkalien und Erdalkalien. Auch VIII : steht dem Kaolin schon nahe, ist aber entsprechend seinem höheren Kieselsäuregehalt an Alkalien reicher. Strenge gilt: Je niedriger der Grad der Kaolinisierung, desto höher der Gehalt an Alkalien und Erdalkalien. Alle diese Analysen zeigen in Über- - einstimmung mit den von Herrn GRUPE mitgeteilten mikroskopi- schen Befunden, daß in diesem hohen Zersetzungsstadium (auch in V hat die Tonerde schon um fast 50 Proz. zugenommen) die im frischen Gesteine neben den Plagioklasen so reichlich vorhan- denen Augite und Olivine schon stärker zertrümmert sind als die Feldspate, so daß das Endstadium dieser Zersetzung unter Fortführung des größten oder größeren Teiles (bei IX bis auf das Eisen) der Augit- und Olivinsubstanz in der völligen Kaolinisierung der Feldspate zu erblicken ist. Da keine einzige der Analysen von der Kaolinisierung in der Richtung auf Bauxit abweicht, so glaube ich in dieser Erreichung des Kaolins, wie sie namentlich IV zeigt, das Endstadium der Zersetzung erblicken zu müssen. Soweit unsere sicheren Fest- stellungen reichen, ist Kohlensäure in wässeriger Lösung das einzige Agens, das die Feldspate in Kaolin umwandelt. Aus dieser Erkenntnis ist für die vorliegenden Analysen der Schluß zu ziehen, daß Kohlensäure in wässeriger Lösung die Zersetzung des Bramburgbasaltes zustande gebracht hat. Döch zeigt das Verhalten des Eisens, daß noch ein anderes Agens tätig war. Ein Vergleich des Eisenoxydgehaltes von III und IV mit dem der frischen Basalte, in denen es als Erz vorhanden ist, zeigt gegenüber dem Tonerdegehalte eine wesentliche Abnahme. Da die Tonerde von I und II zu IV um das Dreifache zugenommen hat, und bei der Kohlensäure- zersetzung die Tonerde nach unseren bisherigen Kenntnissen, wenigstens soweit in den Feldspaten vorhanden, unbeweglich ist, so müssen wir alle Zahlen von I und II mit zweieinhalb 182 2, 'S "ıaqsyeuom ‘FO6GL ‘9E "ayasyıaz 9serg -ayynpoadsdunzgesiez odıyrepiagep pun -AXneg :aasıvy 'T (\ na :Isqng 'FIQ wonerS . 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Daß hier nicht der Gesamteisengehalt wie in III und IV fast vollständig entfernt ist, liegt in der Umwand- lung des Eisenoxydules in Oxyd mit Hilfe des Sauerstoffes der Luft. Denn so glaube ich die Vermehrung des Eisenoxydes in der Hauptsache auffassen zu müssen. Es sind hier zwei Fälle denkbar: 1. Entweder rührt der hohe Gehalt an Eisenoxyd von den hellen Tonen her, in denen es vermindert ist. Irgendwo muß dieses ja geblieben sein. Doch sind diese hellen Stellen in den Tonen gering an Verbreitung gegenüber den braunen, so daß rein statistisch die Möglichkeit der alleinigen Vermehrung des Fe, OÖ, auf diesem Wege ausgeschlossen wird. Aber bei- getragen hat sicherlich das aus den hellen Tonen gewanderte Oxyd zur Vermehrung in den braunen. 2. Oder es hat die Umwandlung von Oxydul in Oxyd in Anwesenheit von Luft stattgefunden. Hierfür spricht vor allem das scheinbar völlige Fehlen von Eisenspatknollen in den Zersetzungsprodukten. Eisenspat ist nach RÖSLER in nahezu allen Kaolinen anzutreffen, seien sie durch postvulkanische oder durch Moorwasserzersetzung entstanden. Die Bildung von Eisenspat wird aber in Gegenwart von kohlensäurehaltigem Wasser durch die Oxydation verhindert. In den Tonen V und IX hat eine Vermehrung des Ge- samteisengehaltes stattgefunden, die leicht durch die Ausfällung von Oxyd bei der Wanderung des gelösten Eisenbicarbonates erklärt werden kann. So zeigt also die Betrachtung des Verhaltens der Eisen- oxyde in den braunen Zersetzungsprodukten, daß bei der Zer- setzung der Bramburgbasalte auch eine Oxydation erfolgt ist. Diese Oxydation weist auf den Zutritt der Luft zu den Zersetzungsprodukten. Die Oxydation kann gleichzeitig mit der Zersetzung oder nach deren Beendigung gedacht werden. Zu einem Teile hat sicher die Oxydation gleichzeitig mit der Kohlensäure gewirkt. Hierfür spricht die in dem Verhalten des Gesamteisens aus- geprägte kurze Fortbewegung des Eisenoxydules, während gleich- zeitig die gelösten Alkalien und Erdalkalien einen weiten Trans- port erlitten haben müssen. Ferner das Fehlen von Eisenspat- knollen, das bei einem solchen Reichtum an Eisen unerklärlich ist, und das Fehlen von Oxydationsresten solcher Eisenspatknollen. Die Anwesenheit des Eisenoxydes als Brauneisen würde bei der Zersetzung einen Kohlensäuregehalt verlangen, der, wie schon oben ausgeführt, geringer gewesen sein dürfte als der LO der Gießhübler Sauerquelle.e. Deren 0,18 Proz. betragender Kohlensäuregehalt hat die Fixierung des Eisenoxydes in der roten, stabileren Form bewirkt, während hier die weniger stabile braune vorliegt. Ein besonders merkwürdiges Verhalten zeigt das Eisen in den schwarzen Streifen, von deren Zusammensetzung Analyse X Kenntnis gibt. Hier fehlt das Eisenoxydul vollständig, dafür aber sind fast 5 Proz. Manganoxydul vorhanden. Daß der Mangangehalt die Schwarzfärbung bedingt, ist wohl ohne Zweifel. Während von den Basalten nur Analyse Il eine Spur von Mn OÖ angibt, hat hier eine Konzentration des Mangangehaltes bis zu fast 5 Proz. stattgefunden. Auch in den eisenreichsten Tonen VI, VIII und IX. war schon ein meßbarer Mangangehalt konstatiert _ worden. Es ist hier eine Wanderung des Mangans festzustellen, die des öfteren schon bei der Zersetzung von Diabas, Schal- stein und Grünschiefer beobachtet wurde!). | Bemerkenswert ist der in VI, VIII und IX enorm hohe Wassergehalt von 30—33 Proz. Den höchsten hat VI mit 19 Proz. Fe, O,, während bei 27 Proz. Fe, O,; 2 Proz. weniger vorhanden sind. Dieses Verhalten zeigt, daß der hohe Wasser- gehalt nicht direkt proportional dem Eisengehalte ist, wenn auch eine gewisse Abhängigkeit beider voneinander aus dem Umstande hervorzugehen scheint, daß diese drei Analysen mit den höchsten Zahlen für Wasser auch die höchsten Zahlen für Eisen aufweisen. Für die Erklärung dieses hohen Wasser- gehaltes fehlen mir zurzeit noch wichtige Daten. Auf das Verhalten der Titansäure, Schwefelsäure und Phosphorsäure gedenke ich in der von or GRUPE angekün- digten größeren Publikation ausführlich einzugehen. Zusammenfassend läßt sich über die durch 8 Analysen festgelegte Zersetzung des Bramburgbasaltes sagen: Kohlen- säurehaltiges Wasser und Sauerstoff haben den Basalt in Tone umgewandelt, die z. T. fast frei von Eisen sind und sich als fast reine Kaoline erweisen, z. T. aber auch starke Eisenoxydkonzentration zeigen. Wahrscheinlich ist die Oxydation wenigstens zu einem Teile gleichzeitig mit der Kohlensäurezersetzung er- folgt. Die Kohlensäurequelle dürfte, da das Rot- ‘eisen fehlt, arm an Kohlensäure gewesen sein. Da nach Herrn GRUPE geologische Gründe für einen postvulkani- schen u serling als Zersetzungsfaktor sprechen, so muß 1) Vergl. Canavar: Über das Vorkommen von Manganerzen bei Wandelitzen. Jahrb. naturh. Landesmus. Kärnten 1909, XX VII, S. 357. Be die Sauerquelle entweder lufthaltig oder ihr Auftrieb nicht so stark gewesen sein, daß nicht auch Öberflächenwasser an ein- zelnen Stellen gleichzeitig hinabsinken konnte. B. Neuhaus. Die beiden Analysen des Zersetzungsproduktes entsprechen sehr nahe der Analyse IV des zersetzten Bramburgbasaltes. Der Hauptunterschied beruht in der hohen Zahl für Titansäure, worin diese Analysen mit den übrigen von der Bramburg über- einstimmen. Untereinander zeigen sie den Unterschied, daß sich SiO,: Al,O, verhält bei I wie 53,94 : 46,06, bei II wie 54,30: 45,70. Im Kaolın wäre es 54,17 : 45,83. Beide stimmen noch genau auf die Kaolinformel. Auch hier ist also kohlensäurehaltiges Wasser das zersetzende Agens gewesen. Der für Kaolin zu hohe Wassergehalt könnte den 8,88 bzw. 10,97 Proz. anderer Bestandteile zukommen. Es ist hier mehr Wasser vorhanden als in Analyse IV (Bramburg). III ist die Analyse eines Eisensteins, dessen Bildung nach Herrn GRUPE im Zusammenhange mit der Basaltzersetzung steht. Ein Teil des Eisensteines ist dunkelrot, nicht braun oder gelb gefärbt. Diese Farbe läßt auf einen Wassermangel schließen, der eventuell auch unter dem Einflusse von Kohlensäure oder von erhöhter Temperatur oder von konzentrierter Salzlösung entstanden sein könnte. In dem analysierten Materiale würden auf 1 Molekül Fe,O, etwa 2 Moleküle H,O kommen. Die 21 Proz. betragenden tonigen Bestandteile dieses Eisensteines könnten gegen 3 Proz. Wasser enthalten. ©. Polier. Während die Zersetzung der Basalte an den beiden vor- stehend besprochenen Lokalitäten tiefgreifend und in einzelnen Fällen soweit wie möglich fortgeschritten war, zeigt der Basalt von Polier eine schwache Zersetzung. Die Tonerde dürfte wenig zugenommen haben. Die Alkalien sind wohl noch ganz intakt, die Erdalkalien selbst bei I vielleicht etwas weniger. Der Wassergehalt ist sehr gering. Von I zu II macht sich eine stärkere Verminderung der Magnesia bemerkbar, auch eine eventuell auf Zufuhr beruhende Vermehrung des Eisen- oxydes. Von I zu III ist die Verdoppelung des Wasserge- haltes am auffallendsten. Gleichzeitig Fortführung der Kohlen- säure, mit der ein Teil des Eisenoxydules gelöst wird, während der Kalk schwächer vermindert ist. Daraus ist zu schließen, daß in I mehr Eisenspat (Sphärosiderit) als Kalkspat vor- = .%0 010 = Ikalı) 60°0 | ands 28°0 STH |680r| are | IHTI 6627| Peuyparq = | FREE 191J10sse MA JI 1,660 20. > 08°0 ands | — |6ro Tee 20er 2CH |F7’9s|9e6r| Puypaıaq | ER [91JI0sseM I amaım | — | 90T | 600 F0#1 STo 800 ıandg | gro |92T9 F8is | TOT | — |sFaL | | | UISISUOSIT = unaıy | — | 720 | 80°0 | 9E'TS 120 200 | udg | 180 668 |9LTE SCH BETT PYLE yreseg 10)239s19Z II awıy | — 2T0 | 200 16% 16 760 undg | — gro |sr's |Tree| 09°e |68‘08 | 22‘8e Iresegl : 1972908107 ] zoyykfeuy | 09 | °o’a | os | O°%H |O’eN| 04 | 03W | 089 | 02a | !o°au | *o “TV | "ORL I °o!S sneynen 'gq 190 ssaıy ssaıy AWAY 194H4AJeuy LEO gg‘ ) Durch diese Oberflächenbeschaffenheit unterscheiden sich die Laven der mir bekannten Schildvulkane wesentlich von der Mehrzahl derjenigen der von mir besuchten jugendlichen Lavaströme Südislands, denn diese zeigen zumeist eine sehr rauhe, zackige Oberfläche (Apal- hraun); doch treten in den großen Lavaströmen des Laki stellenweise Strecken von Fladenlava inmitten der rauhen Spratzlava auf, und über die Hänge des großen Explosionsgrabens Eldgjä sind (offenbar nach a Habe ich Hornitos auch nicht auf den Hängen von Schild- vulkanen beobachtet, so doch sehr vielfach auf isländischen Lavaströmen und Vulkanspalten. Für die Ausgestaltung und Entstehungsweise der Hornitos ist es hier gleichgültig, ob sie sekundären oder primären Ursprungs sind; denn offenbar ist im einen wie im anderen Falle durch Gasmassen von be- scheidener Spannung die Lava glockenförmig emporgetrieben worden und dabei erstarrt!). Die oft wundervolle Ausbildung der Lavatropfen und Lavastalaktiten im Innern der Hornito- gewölbe zeigt den noch relativ hohen Grad der Dünnflüssigkeit deutlich. Zuweilen ist nach der teilweisen Erstarrung des Hornitos der Gasdruck doch noch übermächtig geworden, so daß das Gebilde sich öffnete, und kleinere und größere Lava- ‚stücke mit geringer Gewalt herausgeschleudert wurden, die nun noch plastisch auf den äußeren Mantel niederfielen und denselben mehr oder weniger schuppen- oder dachziegelförmig mit festangeschweißten Schlackenstücken überzogen. In den meisten Fällen ist aber an den durch festangeschweißte Schlacken ausgezeichneten Gebilden nichts mehr von der Innenwölbung des Hornitos kenntlich, sondern man sieht nur Schweiß- oder Klebschlackenkegel bzw. -wälle mit fast senkrechten, zu- weilen überhängenden Innenwänden und steilen, unregelmäßigen Außenwänden. In sehr vielen Fällen darf man wohl annehmen, daß die Schweißschlackengebilde nicht erst die Zwischenstufe eines Hornitos durchgemacht haben, sondern unmittelbar durch das unter geringer Gewalt vor sich gehende Auswerfen von Lavastücken. die noch plastisch oder halbplastisch niederfallen, dem Erguß der ausgedehnten Apalhraunfelder) an mehreren Stellen breite Streifen glatter Lava herabgeflossen (vgl. N. Jahrb. Min., Beil.- . Bd. XXVI, S. 32). Dies Vorkommen sehr jugendlicher glatter Lava innerhalb der verhältnismäßig kleinen Fläche Islands, die ich näher kennen gelernt habe, spricht entschieden gegen die auch von Herrn SPETHMANN (Zentralbl. Min. 1909) bestrittene Ansicht K. SCHNEIDERS (Zur Geschichte und Theorie des Vulkanismus, Prag 1908, S. 91), daß das Helluhraun auf Island älter sei als das Apalhraun. In dem mir bekannten Teile Islands sind die jugendlichen Lavaströme zwar vorzugs- weise Apalhraun, aber doch, wie obiges Beispiel zeigt, keineswegs allgemein. Zu bemerken ist freilich, daß die glatte Lava von Eldgja nieht die runzelige Oberfläche besitzt wie das typische Helluhraun der Schildvulkane, sich also davon nicht unwesentlich unterscheidet. | 1) Eine Reihe ganz ähnlicher Hornitos beobachtete ich auch auf Lanzarote (Canarische Inseln), dessen vulkanische Erscheinungen über- haupt in vielfacher Hinsicht Ähnlichkeit mit denen Islands aufweisen; neuerdings hat PacHzco (Estudio geologico de Lanzarote y de las Isletas Canarias, Mem. Soc. espanola Historia natural VI, 4, 1910) einige der- selben abgebildet und näher beschrieben. Ba aufgebaut werden. Je geringer das Maß der Plastizität der Lavastücke beim Auffallen ist, desto größer wird dann die Annäherung an einfache gesetzmäßige Profillinien des Gebildes, und aus der verhältnismäßig regelmäßigen Gestalt des in MERCALLIs Vulkanbuch S. 57 abgebildeten, von B. FRIED- LÄNDER photographisch aufgenommenen Schlackenkegelchens der Insel Niuafue (Tonga-Gruppe) darf man annehmen, daß das Maß der Plastizität der Schlacken beim Auffallen nur noch gering war. Die von SILVESTRI am Ätna 1883 oder 1879 beobachteten steilwandigen Schlackenkegelchen, über deren Beschaffenheit ich leider keine näheren Nachrichten habe, und die ich nur auf Photographien W. ReIss’ (7) kennen gelernt habe, dürften ein noch geringeres Maß von Plastizität der Schlacken besessen haben, so daß ein allmählicher Übergang zu den rein gesetzmäßig sich aufbauenden Abrollformen der Lockerschlackenkegel sich einstellen würde. Hornitos ganz besonderer Art scheinen die von mir früher (N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. XXVI, 1908, S. 18f. und Taf. V) beschriebenen und abgebildeten Lavapilze am Laki und Eldgja zu sein; die von mir a. a. O. gegebene Entstehungs- erklärung scheint mir nachträglich doch nicht zu genügen, und ich möchte die Gebilde einem sorgfältigen Studium an Ort und Stelle empfehlen, damit eine zufriedenstellende Erklärung der- selben gegeben werden könne. Sind die von mir beobachteten Schweißschlackengebilde auch überwiegend primären Ursprungs, indem sie vielfach offenen Spalten aufsitzen, so ist doch nicht zu zweifeln, daß auch sekundär entstandene, durch den Gasgehalt ausgeflossener Lavamassen hervorgerufene Schweiß- wie auch Lockerschlacken- kegelchen vielfach vorkommen. Eine scharfe Grenze zwischen den hier besprochenen Lavagebilden zu ziehen, wird nicht wohl möglich sein; voraussichtlich werden sich da und dort immer wieder Zwischenformen zwischen den einzelnen Gliedern fest- stellen lassen, so daß sich wohl eine durch allmählichen Über- gang ausgezeichnete fortlaufende Formenreihe von Lava- gebilden aufstellen ließe, die alle durch hohen Grad von Dünnflüssigkeit des Magmas und starke Gasspannung ausge-: zeichnet sind, sei es nun, daß der Gasgehalt dem Magma innewohnt und demnach sekundäre Bildungen schafft, oder daß die Gasmassen primär durch Spalten oder sonstige Öffnungen aus dem Erdinnern hervordringen. Die Bildung von Lavaorgeln setzt ein Maximum von Dünnflüssigkeit und Gasspannung voraus, vielleicht auch ein sehr kaltes Klima. ae Geringer ist schon der Grad von Dünnflüssigkeit und Gasspannung, der zur Bildung von Tröpfchenkegeln not- wendig ist. Noch geringer ist das Maß von Dünnflüssigkeit und Gas- druck, das zur Bildung von Hornitos und Schweißschlacken- kegeln erforderlich ist; ihre Bildung setzt aber die Ansamm- lung größerer Gasmengen voraus, wie die Größe vieler Hor- nitos zeigt. Relativ sehr gering ist die Gasspannung, aber ziemlich groß die Menge des angesammelten Gases, welche zur Bildung der flachen Lavakuppelchen oder Schollendome notwendig sind. 19. R. LEPSIUS über DENCKMANNs Silur im Kellerwalde, im Harze und im Dillgebiete. Eine Entgegnung von Herrn A. DencKMann. Berlin, den 1. Februar 1910. Im Notizblatte des Vereins für Erdkunde und der Großh. geologischen Landesanstalt zu Darmstadt für das Jahr 1908, herausgegeben von R. LEPSIUS, IV. Folge, 29. Heft, Darmstadt 1908, berichtet R. LEPSIUS aus dem großen Material seiner Studien zur „Geologie von Deutschland“ über einige besonders wichtige Ergebnisse in vorläufiger Weise kurz und überschreibt u. a. S. 26—30 ein Kapitel e): „Über DENCKMAnNs Silur im Kellerwalde, im Harze und im Dillgebiete.“ In diesem Abschnitte wird die von mir im Kellerwalde begründete und von meinen Arbeitsnachbarn (im Rheinischen Schiefer- gebirge E. KAYSER, E. HOLZAPFEL, H. LoTz, im Harze L. BEuS- HAUSEN, M. Koch, ©. H. ERDMANNSDÖRFFER) seinerzeit über- nommene Auffassung größerer Sedimentgruppen als Silur und ihre scharfe stratigraphische Trennung von den in ihrer Nachbar- schaft beobachteten devonischen und culmischen Sedimenten einer scharfen, absprechenden Kritik unterzogen. Es ist bedauerlich, daß R. LEPSIUS bei der Publikation einer so einschneidenden Kritik. sich mit einem kurzen vor- läufigen Berichte begnügt, daß seine Kritik sich mehr in allgemeinen Redewendungen bewegt, als daß sie durch speziellere sachliche Erörterung die schweren Vorwürfe begründet, die 15 gegen das Resultat einer 12 jährigen Kartierungsarbeit erhoben werden. Ich hätte deshalb gern darauf verzichtet, auf diese vor- läufigen Vorstöße zu antworten und hätte die sachlichen Be- gründungen abgewartet, wenn nicht aus den Angriffen des Chefs der Großherzoglichen Hessischen Geologischen Landes- anstalt gegen die Publikation des Nachbarinstitutes eine scharfe Polemik spräche, die es erforderlich macht, einiges Sachliche gegen die LEPSIUSsSchen Angriffe zu erwidern: 1:!) 'LEPSIUS: a.a.0., S.26 letzter Absatz und 297 oben: Nach Lepsrus’ Darstellung gewinnt es den Anschein, als seien DENCKMANNS „Umdeutungen“ erst 1901 erfolgt, dem Erscheinungsjahre meiner von L&®PsIus zitierten Abhandlung, und als seien die beweisenden Funde für Sılur erst um die genannte Zeit oder kurz vorher gemacht. Tatsächlich fällt der erste Nachweis einer E?’-Fauna (nicht lediglich Grapto- lithen, wie man aus LEPSIUS’ Angaben herausliest) am Stein- horn bei Schönau im Kellerwalde in den August des Jahres 1896. Der Fund ist auf der allgemeinen Versammlung der Deutschen Geologischen Gesellschaft desselben Jahres vorgelegt worden, also im gleichen Jahre, in dem die von Lersıus $. 26 zitierten Blätter seiner Karte des Deutschen Reiches erschienen sind. Da von den Autoren der ersten geologischen Spezialkarten des Unterharzes dem Auftreten von Graptolithen jegliche strati- graphische Beweiskraft abgesprochen war, so lag die Bedeutung des ersten Kellerwälder Fundes ganz wesentlich darin, daß eine echte E’-Fauna nachgewiesen war, darunter (urdiola inter- rupta in besonderer Schönheit der Erhaltung und in ziemlicher Häufigkeit. Die Art, wie LEPSIUS in dem oben zitierten Ab- satze und in anderen Absätzen seiner Kritik über DENCKMANNS Publikationen urteilt, läßt den Schluß zu, daß ihm dessen seit 1896 größtenteils in den Jahrbüchern der Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. erschienene Spezialschriften unbekannt geblieben‘ sind. LEPSIUS fügt seinem Zitate meiner Abhandlung über den Kellerwald einen Zusatz „(ohne Profile)“ zu. Es soll dies offenbar ein Tadel sein. LEPSIUS erweckt aber durch die Form dieses Zusatzes bei seinem Leser den Glauben, als gehöre der Zusatz zu dem Titel der Abhandlung. !) Da die Lersıusschen Angriffe gegen das Kellerwald-Silur eine erkennbare Disposition nicht zeigen, so ordne ich meine Replik nach den Seitenzahlen an. m 2. LEPSIUS: a. a. O., S. 27 u. 28 oben. Gegen die auf dieser Seite geübte Kritik habe ich im einzelnen folgendes zu erwidern: Die Profile von petrefaktenführenden Schichten, deren Untersuchung meinen stratigraphischen Deutungen zugrunde liegt, zeichnen sich dadurch aus, daß einzelne wichtige Schichten- glieder außerordentlich geringmächtig sind, so daß ihre Mächtig- keit in zahlreichen Fällen nach Zentimetern gemessen werden muß. Da alle Profile durch jahrelang betriebene Schürf- arbeiten sowie durch damals frisch angehauene Forstwege auf- geschlossen sind, so ist es nicht gerecht, wenn LEPSIUS Seine, wie mehrfach beklagt, allgemein gehaltene Kritik durch den Einwand deckt: „Die Lagerung der Schichten ist für eine . richtige Altersbestimmung leider wenig zu brauchen, weil im Kellerwalde zahlreiche Verwerfungen und Überschiebungen die Erkenntnis der Lagerung äußerst erschweren, und dazu die waldbedeckten Berge schlechte Aufschlüsse bieten.“ Zu den weiteren Eigentümlichkeiten des Kellerwald- Silurs gehört es, daß Schichtenglieder von äußerst geringer Mächtig- keit, die verschiedene Facies vertreten, miteinander wechsel- lagern, z. B. Kieselschiefer und Graptolithenschiefer mit E?- Fauna führenden Kalken, mit Goniatitenkalken, mit Tentaculiten- schiefern und mit pflanzenresteführenden Schichten. Gerade diese Wechsellagerung ist ein Charakteristikum des Kellerwald- Silurs. Für den genaueren Kenner des Rheinischen Schiefer- gebirges ist allerdings ein häufigerer Facies-Wechsel in ein und demselben Profile bei geringer Mächtigkeit der einzelnen Profilglieder auch im Devon und im Gulm durchaus nichts Auffälliges.. Ich erinnere an die feinschiefrigen Tentaculiten- Schiefer, die im obersten Mittelderon des Burgberges bei Letmathe mit zahlreichen Buchioliden und Goniatiten auftreten, und die gleichwohl zahlreiche dünne Orinoiden-Bänke voller Brachiopoden und Korallen enthalten. Analoges beobachtet man häufig im Culm, z. B. im Goniatiten-Plattenkalke von Oese unweit Iserlohn, wo den Kalken landpflanzenführende dunkle Tonschiefer eingebettet sind. Ich erinnere ferner an die Oberdevon-Profile des Sauerlandes, in denen keineswegs selten Wechsellagerung von landpflanzenführenden Sandsteinen mit Ammöonitiden-Kalken beobachtet wird usw. Der Einwand von Lepsıus, daß Tentaculiten, Phacops- Arten und Goniatiten nicht im Silur vorkommen sollen, ist in keiner Weise begründet. Jeder Kenner silurischer Faunen weiß, daß besonders die kleinäugigen Phacopiden in manchen Silur-Faunen außerordentlich häufig sind. Ebenso 152 — 24 ZZ wird jeder Paläontologe erstaunt sein, daß LEPSIUS die Tenta- culiten aus dem Silur verbannt. Gegen meinen silurischen Goniatitenkalk, den Gilsa-Kalk, bin ich berechtigt, einen besser begründeten Einwand zu verlangen, als ihn LEPSIUS a. a. OÖ. bringt. Namentlich verlange ich den Nachweis, welchen devonischen Goniatiten-Stufen er die paläontologisch durchaus selbständigen Goniatiten des Gilsa-Kalkes eingliedert. Als warnendes Exempel, daß man nicht allgemeine Einwände gegen sorgfältige Beobachtungen ins Feld führen soll, erwähne ich hier ein in der Sammlung der Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. aufbewahrtes Gesteinsstück aus den oberen Steinhorner Schichten. Die oberen Steinhorner Schichten bestehen aus Kieselgallen- schiefern mit reicher Tentaculiten-Pelecypoden- usw. Fauna, deren Kieselgallen vielfach ein carbonatisches (wohl haupt- sächlich sphärosideritisches) Bindemittel besitzen. Das Gestein einer der Kieselgallenlagen, die ich in den Steinhorn-Profilen erschürft hatte, ist stärker kieselig und tiefschwarz gefärbt. Es enthält neben zahlreichen Tentaculiten und kleinen Ver- wandten der Cardiola interrupta besonders häufig Orthoceraten. Eins der von mir gesammelten Stücke zeigt auf der einen Seite zahlreiche Tentaculiten, auf der anderen Seite Grap- tolithen, Monograptus-Formen. Die Schichtenmächtigkeit des betreffenden Gesteinsfragmentes beträgt nicht mehr als 1 cm! Es ist unrichtig, wenn LEPSIUS sagt, für die Silurstufen seien durchgehends Lokalnamen geschaffen worden. Die Namen des größten Teiles meiner Silur-Sedimente, besonders, so- weit es sich um die mächtiger entwickelten Schichten- folgen handelt, sind vor der Entdeckung der Silur- faunen geschaffen. Ihre stratigraphische Aufeinanderfolge war längst durch Kartierung festgestellt. Das Resultat meiner Kartierung, meine stratigraphische Auffassung, ist dann durch die zahlreichen Faunenfunde der Jahre 1896 bis 1899 glänzend bestätigt. Ä Dieser Sachverhalt geht aus meinen Publikationen über den Kellerwald (1889 bis 1901) deutlich hervor. Meine lokalen Benennungen sind im Maßstabe 1:25000 (auf den Meßtischblättern Kellerwald, Gilserberg, Rosenthal, Lieferung 116 der geologischen Spezialkarte) im Kartenbilde dargestellt und begrenzt; das komplizierte Steinhorn bei Schönau sogar im Maßstabe 1:2000. Es ist deshalb völlig unver- ständlich, wenn LEPSIUS sich darüber beschwert: „... wissen seine Nachfolger, die seinen Spuren folgen, niemals sicher, welchen der Horizonte DENCKMANNSs sie nun wirklich vor sich haben.“ a Ganz unverständlich ist es, wenn LEPSIUS S. 28 die Leser seiner Kritik glauben macht, es seien von mir Faunen sehr wenig und es seien lediglich Graptolithen gefunden. Ich ver- weise bezüglich dieser Dinge auf meine Publikationen, be- sonders auch auf meine letzte spezielle Silur-Arbeit!). Ich muß bezweifeln, daß LEPSIUS diese Arbeit und andere gekannt hat, er würde sonst nicht wiederholt auf den Mangel an Fossilien zurückkommen und lediglich der Graptolithen erwähnen. Daß sich bis jetzt kein Bearbeiter der Silur-Faunen des Kellerwaldes gefunden hat, ist ja allerdings bedauerlich. Be- sonders traurig ist es, daß L. BEUSHAUSEN, der mir die Bearbeitung der Silur-Zweischaler versprochen hatte, so früh seinen erquickend klaren und sachlichen paläontologischen . Arbeiten entrissen worden ist. LEPSIUS prophezeit folgendermaßen: „Die Goniatitenkalke seines „Gilsakalkes“ sind sicherlich devonisch und nicht silurisch, vermutlich auch die Phacops-Arten und die Phaco- piden-Untergattung T’rimerocephalus. Von den von A. DENCK- MANN zum Silur gestellten Quarziten und Grauwacken sowie die landpflanzenresteführenden Grauwacken und Tonschiefer wird die Mehrzahl wieder in das Devon und in den Culm zurückwandern müssen, ebenso die Tentaculitenschiefer und gewisse Kieselschieferhorizonte.“ Den mir in diesem Satze gemachten Aussichten sehe ich mit der Hoffnung entgegen, daß nicht, wie dies in äbnlichen Gebieten wohl geschehen ist, einer Periode der ruhigen, sachlichen Erkenntnis eine Periode des wüsten Theoretisierens und der Autoritätendiktaturen folgen möge! Im Silurgebiete des Kellerwaldes besitzen wir übrigens eine petrographisch außerordentlich scharf ausgeprägte Ent- wickelung des Culms. Auf diese folgt nach unten eine außer- ordentlich geringmächtige Entwickelung des Devons, das glück- licherweise durch charakteristische Faunen (Clymenienkalk, Adorfer Kalk, Kalke mit Wissenbacher Fauna, mit Ballers- bacher Fauna, Oberkoblenz, Unterkoblenz, Schichten vom Alter der höchsten Siegener Schichten usw.) gegen alle Mißdeutung, namentlich auch gegen die (Quetschzonentheorie, gefeit ist. Die einzelnen Glieder liegen zum Teil transgredierend übereinander. Ihre Gesamtmächtigkeit beträgt in einer größeren Anzahl von Profilen zwischen 6 und 15 m. Dieses zweifel- lose geringmächtige Devon wird von meiner Silur-Schichten- !) Neue Beobachtungen aus dem Kellerwalde. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt für 1899. SE DO folge unterlagert, in der hinreichend beweisende Fauna ge- funden worden ist. Wo bleibt da Platz für die Schichten, die LEPSIUS in das Devon und in den Culm zurück- wandern lassen will? DEPSIUS= a. 2a20.29228: Nach Lepsıus’ Darstellung sollen M. KocH und L. BEus- HAUSEN den „bekannten Quarzitrücken des Bruchberg-Acker- zuges“ als Unterdevon-Quarzit nachgewiesen haben, den ERD- MANNSDÜRFFER „nur nach einer scheinbaren petrographischen Ähnlichkeit“ zum silurischen Wüstegartenquarzit stellt. Diese vollkommene Entstellung des Inhaltes der neueren Harz-Literatur durch LEPSIUS dürfte seitens meines Freundes und Kollegen ERDMANNSDÖRFFER nicht unwidersprochen bleiben. Ich möchte hier nur auf folgende Tatsache aufmerksam machen: Der Ge- danke, den Bruchberg-Acker-Quarzit mit dem entsprechenden Quarzite des Kellerwaldes zu identifizieren, ist nicht sehr neuen Datums. Wir finden diesen Vergleich schon in der Kellerwald- Monographie von WÜRTTENBERGER und später bei LOSSEN. BEPSIUS? a.a 0, 5.30 LEPSIUS erklärt, die fossilleeren dunklen Kalke der Gegend von Greifenstein, die dort im Silur auftreten, seien „Einlage- rungen in mitteldevonischen Schiefern, gerade wie im Harze, gerade wie im Kellerwalde“. LEPSIUS versteht unter den dunklen „fossilleeren“ Kalken der Gegend von Greifenstein offenbar den Gladenbacher Kalk und dessen facielles Keller- wald-Äquivalent, den Densberger Kalk. Ich muß LEPSIUS hier wieder eine unzureichende Berück- sichtigung der Literatur vorwerfen. In meinen Spezialarbeiten über das Silur des Kellerwaldes habe ich im Densberger Kalke Faunenfunde verzeichnet, darunter Graptolithen (Pomatograptus). In den Urfer Schichten, mit denen auch ich die auf der geo- logischen Spezialkarte als Silur aufgefaßten Schiefer und dunklen Kalke der Gegend von Greifenstein identifiziere, finden sich im Kellerwalde außerordentlich häufig Einlagerungen von Kiesel- schiefern, die mit Kalken, Kieselkalken, Graptolithenschiefern, Kieselgallenschiefern und Tentaculitenschiefern, alles in äußerst geringen Mächtigkeiten, wechsellagern. Diese Einlagerungen unterscheiden sich von dem Densberger Kalke petrographisch lediglich dadurch, daß in ihnen die Kalkbänke zurücktreten. Sie enthalten dafür an einer größeren Zahl von Fundstellen Faunen, in denen speziell auch die Faunen-Elemente des Böhmischen E?, wie ein Scyphocrinus-Kelch, Graptolithen und echt silurische Formen der Cardiola interrupta-Verwandt- schaft, vertreten sind. a) Weshalb derartige Funde nicht auch in anderen Gebieten gemacht sind, entzieht sich meiner sicheren Beurteilung. Ver- mutlich sind die Faunen deshalb nicht gefunden, weil in diesen Gebieten das direkte Aufsuchen der Silur-Faunen nicht mit derjenigen lEinergie in Angriff genommen ist, mit der dies seinerzeit im Kellerwalde geschah. Da die faunenführenden Bänke des Silurs gegen den Einfluß der Oberflächen-Ver- witterung außerordentlich empfindlich zu sein pflegen, so kann man ihnen nur mit Hilfe intensiv betriebener Aufschürfungen beikommen. Diese werden aber in den meisten Fällen da- durch nicht unerheblich erschwert, daß das Anstehende der leicht verwitterbaren Sedimente unter mehr oder weniger mächtigen Schuttbildungen versteckt liegt. Im ganzen komme ich bei dieser leidigen Replik zu dem Schlusse, daß es doch ganz anderer, auf speziellster Lokal- kenntnis beruhender Gründe und Beweise, als sie LEPSIUS a. a. OÖ. gebracht hat, bedürfen würde, um mit Aussicht auf Erfolg ein wissenschaftliches Resultat zu bekämpfen, das auf Grund einer zwölf Jahre lang ununterbrochen betriebenen Spezialuntersuchung gewonnen ist. Wenn irgendwo, so hat im Kellerwalde das moderne wissenschaftliche Hilfsmittel der Spezialkartierung Triumphe gefeiert. Hier wurde während eines Zeitraumes von acht Jahren (1888 bis 1895) lediglich auf Grund von Kartierungsarbeiten ein stratigraphisches System begründet: Und die Richtigkeit dieses Systems wurde während weiterer vier Jahre durch Aufzuchung und Auffindung von Faunen der schärfsten Probe unterzogen und hat sich dabei bewährt. 20. Zur Stratigraphie des Bruchberg- Ackersilurs im Oberharz. Von Herrn ©. H. ERDMANNSDÖRFFER. Berlin, den 7. März 1910. Meine vorläufige Darstellung der stratigraphischen Ver- hältnisse der Bruchberg-Ackerschichten im Öberharz, die ich 1906 veröffentlicht habe'), unterzieht R. LEPSIUS einer Be- ") Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanst. f. 1904, S. 641— 645. —. Du mn sprechung, in der er meine Ergebnisse für irrtümliche erklärt und eine „Umdeutung“ der stratigraphischen Beziehungen vor- nimmt!). Obwohl inzwischen die geologischen Spezialkärten des Oberharzes erschienen sind, in deren Frläuterungen (Blätter Riefensbeek und Harzburg) die Schichten naturgemäß ausführ- licher beschrieben werden als in jenem Aufnahmebericht, halte ich es doch für zweckmäßig, die wesentlichen Punkte hier noch- mals kurz zusammenzufassen. Es sind zwei Punkte, die LEPSIUS besonders angreift. Er behauptet: 1. Der Bruchberg-Ackerquarzit sei nicht silurisch, sondern devonisch, und zwar vom Alter der Oberkoblenzstufe. 2. Die Ortberggrauwacke sei nicht silurisch, sondern eulmisch. Beide Behauptungen beruhen auf unzureichender Kenntnis der örtlichen Verhältnisse und sind durchaus irrig. Das System des Bruchberg-Ackerquarzites im weiteren Sinne bildet einen in sich geschlossenen, zusammengehörigen stratigraphischen Komplex, der in dieser Entwickelung im Harz nirgends wieder auftritt. Insbesondere ist der Unterschied gegen die fossilreichen Unterdevonschichten des Kahlebergsand- steins und den Unterharzer Hauptquarzit schon rein petrographisch nicht zu verkennen. Dagegen ist die Analogie des eigent- lichen Bruchberg-Ackerquarzites mit dem Kellerwälder „ Wüste- gartenquarzit“ (DENCKMANN) schon 1865 von WUERTENBERGER erkannt und später von LOSSEN bestätigt, nicht aber von mir „plötzlich“ und „nur nach einer scheinbaren petrographischen Ähnlichkeit“ behauptet worden’). Die Spezialaufnahme hat nun außerdem auch stratigraphische Analogien im einzelnen ergeben. Insbesondere ist es die enge Beziehung von OÖOrtberggrauwacke und Bruchberg- Ackerquarzit, die in beiden Gebieten in gleicher Weise auftreten. In jeder der Spezialschuppen des Gebietes der Kattnäse und des Hirschkopfes auf Blatt Harzburg folgt ganz regelmäßig auf den Quarzit die Ortberggrauwacke, und beide stehen durch Übergangsgesteine in engster stratigraphischer Verknüpfung, wie man an den in den Erläuterungen zu Blatt Harzburg ange- führten Stellen Schritt für Schritt verfolgen kann. 1!) Notizblatt des Vereins für Erdkunde, Darmstadt, IV. Folge, Heft 29, 1908, S. 28 und 29. 2) Auch BEUSHAUSEn und Koch haben den von mir vertretenen Standpunkt eingenommen. (Vgl. die Anmerkung 1 S.8 der Erläute- rungen zu Blatt Riefensbeek.) a A = Bruchberg-Ackerquarzit und ÖOrtberggrauwacke sind eng zusammengehörige Glieder einer einheit- lichen Schichtenfolge. Ähnlich eng ist der Anschluß der Ortberggrauwacke an die in ihrem Hangenden folgende „Hangenden Schiefer“ (vgl. Erläuterungen zu Blatt Harzburg, S. 14). Daß die auf den Blättern Riefensbeek und Osterode als „Schichten der Südostseite“ zusammengefaßte Sedimentfolge in ihrer Gesamtheit der Örtberggrauwacke und den Hangenden Schiefern von Blatt Harzburg entspricht, wird niemand be- zweifeln, der beide an Ort und Stelle studiert und verglichen hat, wenngleich die Aufeinanderfolge der Schichten dort durch die überaus mangelhaften Aufschlüsse schwerer als hier zu . erkennen ist. Petrographisch ist die Ortberggrauwacke ein sehr wohl charakterisierter Schichtenkomplex, wie schon aus meinem vor- läufigen Aufnahmebericht hervorgeht: glimmerreiche, plattige Grauwacken und Grauwackensandsteine, reich an schlecht er- haltenen Pflanzenresten, in den hangenderen Teilen rote und grüne Tonschiefer, harte adinolartige Wetzschiefer und spär- liche Lydite; dies alles sind Gesteine, wie sie der bis in unmittelbare Nähe der Bruchberg-Ackerschichten in der normalen Oberharzer Facies entwickelten Culmgrauwacke durchaus fehlen. Wenn daher LEPSIUS den Bruchberg-Ackerquarzit ins Unterdevon, die ÖOrtberggrauwacke aber in den Öulm stellt, so befindet er sich mit den stratigraphischen Verhältnissen im striktesten Widerspruch; auch paläontologische Beweise werden von ihm nicht erbracht; seine Behauptung vöm culmischen Alter der Ortberggrauwacke schwebt völlig in der Luft. Das läßt sich auch noch auf einem anderen Wege be- weisen. Die Schichten der Südostseite auf Blatt Riefensbeek umfassen, wie erwähnt, Ortberggrauwacke und Hangende Schiefer. Auf diesen Schichtenkomplex folgt nun der bekannte, von KOCH und BEUSHAUSEN beschriebene Hauptquarzit mit seiner typischen OÖberkoblenzfauna. Es ist durchaus irrig, wenn LEPSIUS meint, diese Fauna sei in dem eigentlichen Bruchberg-Ackerquarzit gefunden worden: dieser tritt vielmehr mitsamt den Schichten der Süd- ostseite dem Unterdevon als ein völlig fremdes Glied gegenüber, und dürfte von ihm transgredierend überlagert werden. Wenn LEPSIUS an dem unterdevonischen Alter des Bruch- berg-Ackerquarzits festhalten will, müßte er erst den paläonto- logischen Nachweis führen, daß der Quarzit wie auch die Ort- on) berggrauwacke silurischen Alters nicht sein können. Bei der unbezweifelbaren Analogie der Bruchberg-Ackerschichten mit denen des Kellerwaldes, deren Alter als Sılur durch die mühevollen und gewissenhaften Untersuchungen DENCKMANNS teils paläontologisch, teils, wo die außerordentliche Fossilarmut des Gebietes dies nicht zuließ, auf exaktester stratigra- phischer Grundlage sichergestellt worden ist, scheint mir ein Versuch hierzu keinerlei Aussicht auf Erfolg zu haben. 21. Zur Entwicklung des Pontus im jüngeren Tertiär. Von Herrn E. BLANCcK. Breslau, den 21. Februar 1910. In Kleinasien hat R. LEONHARD!) mächtige Eruptivmassen andesitischer Gesteine nachgewiesen, und in Transkaukasien sind weitere große Eruptionsgebiete bekannt. Eine nähere Alters- feststellung für die Ausbrüche dieser Eruptivmassen als „etwa Mitteltertiär“ ließ sich bisher aus Mangel an stratigraphischen wie paläontologischen Tatsachen nicht ermitteln. F. FRECH?) konnte zwar für die Eruptivmassen des Hinter- landes von Kerasunt und Ordu den Nachweis erbringen, „daß die Massenausbrüche in enormer Mächtigkeit ohne erhebliche Störungen die Oberkreide und das Eocän überlagern und so- mit mitteltertiäres Alter besitzen“. Jedoch eine noch schärfere Altersfixierung war nicht durchführbar. Zufolge der Ausführungen FRECHs, wonach nach dem mitteltertiären Höhepunkt der Eruptionen bald ein rasches Auf- hören der eruptiven Tätigkeit an der Küste erfolgt sein sollte, war es interessant, die sarmatischen Schichten, in denen keinerlei Beimengung eruptiven Materials mehr zu erkennen war, auch von der chemischen Seite hierauf hin zu unter- suchen. Einmal um den Beweis für die geäußerte Ansicht zu erbringen und sodann, um zugleich hiermit einen sicheren Anhaltspunkt für die Zeit der Einstellung der eruptiven Tätig- !) N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. XVI, 1902, S.1. ?®) F. Frech: Geologische Beobachtungen im pontischen Gebirge. N. Jahrb. Min., 1910, Bd. 1. a keit zu gewinnen, zumal die paläontologischen und stratigra- phischen Befunde dieses bisher nicht völlig vermochten. Die Anregung zu den nachfolgenden Untersuchungen so- wie das Material für dieselben erhielt ich durch die Liebens- würdigkeit von Herrn Prof. FrRECH selbst, dem ich auch an dieser Stelle für sein gütiges Entgegenkommen den verbind- lichsten Dank auszusprechen mir erlaube. Die zur Untersuchung gelangten fraglichen Bildungen ent- stammen einem etwas mehr als 6 m hohen Küstenprofil sarma- tischer Kalke und Tone am Meeresgestade von Conyun Dere zwischen St. Stefano und Kutschuk Tschekmedje westlich von Konstantinopel. Hier lagert zu oberst eine 2—2'/, m mächtige Verwitterungs- rinde von gelbem Lehm, der allmählich in Kalk übergeht. Darunter lagert 4m anstehendes Gestein, das einen Wechsel von Kalkbänken mit fünf Tonbänken darstellt. Die Mächtig- keit dieser Bildungen ist außerordentlich wechselnd, doch können von oben nach unten unterschieden werden: a ca.1m Kalk. b 2 durch Kalk getrennte Tonlagen, von der die obere 5 cm, die untere, blaue, fette, ca. 1O cm mächtig ist. ce 15cm Kalk. d blaue Tonlage von sehr wechselnder Mächtigkeit, 20 bis 40 cm. | e Kalk mit Tonlagen abwechselnd, zusammen 0,50 bis 1,0 m stark. f Muschellage und schwarzer Ton mit gut erhaltenen Schalen von Melanopsis, Planorbis, Neritina, Unio und Mactra podolica EiCcHw. 5—10 cm, mächtig. g 3—4m vorwiegend Ton mit zurücktretendem Kalk im Wechsel. h 1 m lockere, gelbliche Kreide mit untergeordneten gelblichgrünen und fetten Tonlagen. i zu unterst, im Niveau des Meeres, festere Kalkbänke mit Steinkernen von Mactra podolica. Es gelangten von diesen Lagen und Bändern die blauen, fetten Tone der Schicht b sowie die Kalke der Schichten g und h zur analytischen Untersuchung. Das im frischen Zustande blau, nunmehr graublau bis graugrün gefärbte Tongestein aus der Schichtlage b zeigt auf seinen glatten Flächen einen starken Fettglanz; es ist weich und läßt sich mit dem Fingernagel ritzen. Sonst einheitlich dicht, führt es stellenweise polygonale, durch eine rotbraune m Dorn Masse ausgefüllte „Trockenrisse“. Es fühlt sich auffallend fettig an, haftet an der Zunge, aber gibt jenen für die Tone so charakteristischen Geruch beim Anhauchen nicht zu erkennen. Seine unregelmäßig begrenzten Bruchstücke besitzen glatte Oberflächen; zermahlen bildet das Gestein ein gelblichgrünes Pulver. Seine Analyse ergab nachstehende Zusammensetzung; der GesamtaufschlußB erfolgte mit Kali-Natroncarbonat in der Schmelzhitze. Angewandt: | Lufttrockenes Gesteinspulver 1,000 & 1,000 g Gefunden: SO, wa ee AR 0,501 g 0,496 g Als ee 04123 0,136 BO... 00 2.22 0130 0,131 CGaO ee 0,023 0,019 MO. ae 0,037 0,038 PO ee Spur Spur Glahseluss a N 0,179 0,179 (Feuchtigkeit, getr. beil00°C O0, Di 0,122) 0,995 & g 0,999 g Analytische Differenz: 0,005 g 0,001 g Dementsprechend ist die prozentuale Zusammensetzung folgende: Se 49,85 Proz. AO, en 13.05 Be,0 nn. 13,05 a0, onen 2,10 MeON ne 0 3,15 POS Spur Glüh lat REN 17,92 (Reuchtigkeit: .. 22% 12,31) 99,72 Broz Die kalkigen Lagen der Schichten g und h bilden gelblichweiß gefärbte Gesteinsmassen. Sie sind mehr oder weniger geschichtet und erscheinen unter der Lupe der Haupt- sache nach aus den Resten kleiner Muschelschalen und Schnecken- gehäuse aufgebaut. Sie fühlen sich rauh an, sind aber so weich und mürbe, daß schon das Reiben mit den Fingerspitzen schnell eine glatte Oberfläche erzeugt. Namentlich geschieht dieses auf den Schichtflächen, die durch Schlag mit einem Hammer leicht zu erhalten sind, so daß die Gesteine für das Gefühl fast die glatte Beschaffenheit eines tonigen Gesteins annehmen. Bei der Vorbereitung der Kalke zur Analyse ergaben sich einige Wahrnehmungen, die für die Beurteilung derselben von DT 2 rar Interesse sein dürften. Sowohl h und g zerbrachen, wenn sie zerstoßen wurden, in einzelne Schollen, und es trat bei h ein starker Geruch nach Bitumen auf, der sich beim Zerreiben noch vermehrte. Für das Gestein aus g konnte solches jedoch nicht beobachtet werden. Der Geruch erinnerte stets an den- jenigen, den man erhält, wenn man die sog. „Stinkkalke“ mit einem harten Gegenstand schlägt oder reibt. Beim Behandeln der Gesteine mit Salzsäure ließen beide jenen Geruch, und zwar im verstärkten Maße, erkennen. Er ist unzweifelhaft auf die Verwesungsprodukte organischer und speziell tierischer Reste zurückzuführen. Beide Gesteine wurden ihres beträchtlichen kohlensauren Kalkgehaltes wegen .nicht sogleich mit Kali-Natroncarbonat aufgeschlossen, sondern zunächst der in Salzsäure lösliche und dann der unlösliche Teil gesondert ermittelt. Zu diesem Zwecke wurden je 5glufttrockenes Gesteinspulver mit 100 ccm destillierten Wassers und darauf mit gleicher Menge Salzsäure vom spez. Gew. 1,135 übergossen, worauf lebhafte Kohlensäureentwicklung erfolgte. Die Flüssigkeit nahm dabei eine graugelbe Färbung an, die nach dem Kochen in eine gelbbraune überging; zugleich trat abermalige, sehr lebhafte Gasentwicklung ein. Die aufgekochte Flüssigkeit sowie der Rück- stand wurden nunmehr noch 1'/, Stunden auf dem siedenden Wasserbade belassen und erst dann erstere von dem ungelöst gebliebenen Rückstande abfıiltriert. Die Ergebnisse dieser Untersuchungen waren wie folgt: Analyse des Kalkes aus der Schicht h. Angewandt: Probe 1 Probe 2 Lufttrockenes Gesteinspulver 5,000 g 5,000 g Gefunden: Unlöslicher Teil in HCl: 1,591 g 1,585 g Löslich in HCl: ‘ Se Sa 0,048 g 0,045 g AO ee 0,211 0,203 BEVOR 0 0,163 0,175 Gr. en. 1,505 1,491 Nils OS 0,091 0,089 1 Ob Be N re 0,045 0,039 NEO... 2. 0,011 0,021 Re 0,970 0,980 SD ae 0,023 0,025 19, Ve Spur Spur OR ne b. 0,342 0,347 ge Hierbei wurde die Kohlensäure-Menge nicht direkt be- stimmt, sondern aus der Differenz — 5,000 — 4,030 = 0,970 g CO, und 5,000—4,020 = 0,980 g CO, — ermittelt, denn es entsprechen der gefundenen Menge GaO schon allein 1,183 g bzw. 1,172 g CO,. Es geht hieraus ferner hervor, daß nicht aller in Salzsäure gelöste Kalk CaCO, sein kann, sondern ein geringerer Teil des CaO in Verbindung mit anderen Stoffen zu denken ist. Desgleichen ist die gefundene Menge MgO als wohl nicht verbunden mit CO, anzunehmen. Der in Salzsäure unlösliche Anteil wurde mit Kali-Natron- carbonat aufgeschlossen, und zwar wurden hierfür je 1 g ge- glühten, wasserfreien Materials verwandt. Probe 1 Probe 2 Angewandt: 1,000 g 1,000 g Gefunden: SEOS 2a 0,797 & 0,7858 AO 0,106 0,113 Roos... 22 0,058 0,060 CO 2... 0,011 0,017 MO 7......,.20.022 23 0,994 & 0,999 g Differenz: -— 0,006 g — 0,001 g Dementsprechend berechnet sich die Zusammensetzung auf 100 g des in Salzsäure sowohl löslichen wie unlöslichen An- teils zu: Probe 1 Probe 2 Mittel Löslich in HCl: SiO, 2.2.2..2.0096 Proz 0,90 Proz. 0,93 Proz. A102 2 83 122 4,06 4,14 Re,0, ......0..306 3,50 3,38 Ca9 7.2. 22,90.10 29,82 29,96 Me0. . .. 182 1,78 1,80 0 22.222 2.090 0,78 0,84 N2,.0°220222.0.022 .0,42 0,32 E90, 2... 241940 19,60 19,50 SO, ..22...2.046 0,50 0,48 0222, Spur Spur Spur 1,0 °..2.....:.084 6,94 6,89 Unlöslich in HO|: 530. ..00.. 295860bror 2838 Lroz 25,12 Proz. A,O0.. 0... 3988 3,58 3,48 Be,0, 2 ..2..2.2.1:84 | 1,90 1,87 Ca0ı: 22.086 0,52 0,44 "=O.. 00 0,76 0,73 und daraus die Gesamtzusammensetzung: | ID SE) on | Probe 1 Probe 2 Mittel SuuRr.. ... 26,32 Proz. 25,18. Proz. 26,05 Proz. Nein... 7,60 7,64 1,62 Benal ss... 5,10 5,40 5,25 BZEO EL 5 49,50 49,42 49,46 NEU >: 2,52 2,54 2,53 Rene ss 2... - 0,90 0,78 0,84 Na0 Sr 0,42 0,32 Baer. .:0,36 0,52 0,44 DO 7 ...:0,46 0,50 0,48 220-2... ‚Spur Spur Spur HROFSEL N; 6,84 6,94 6,89 93:82, Proz: 99,94 Proz. 99,88 Proz. Analyse des Kalkes aus der Schicht g. Angewandt: Probe 1 Probe 2 Lufttrockenes Gesteinspulver 5,000 g 5,000 & Gefunden: Unlöslicher Teil in HCl: 1,535 g 1,632 g Löslich in HCl: Sale... 0,058 g 0,057 g ASS Se 0,141 0,090 BEROSD. 0 2.2: 0,151 0,113 VE 1,369 1,345 MO: 0,098 0,087 DS 0,035 0,031 Ns 0,050 0,058 ern... 1,184 1.153 Sommer... 0,016 0.010 1. U) Eee Spur - Spur 10 772750385 0,389 n 5,018 g 4,968 & Auch hier wurde die Kohlensäure nicht direkt bestimmt, sondern aus der gefundenen Menge CaO und MgO berechnet, weil der in HCl lösliche Anteil von Kalk und Magnesia als Carbonat gebunden anzunehmen ist. Es trifft dieses hier auch vollauf zu; denn für Probe 1 entsprechen 1,569 g CaO 1,076 5 CO, und 0,098 g MgO 0,105 g CO,, demnach zu- sammen 1,184 g CO,; für Probe 2 entsprechen 1,345 g CaO 1.057 g CO, und 0,087 g MgO 0,096 g CO,, also zusammen 1,153 g CO,; aus der Differenz der Analysenresultate wäre dagegen zu finden gewesen 1,166 g 00, bzw. 1,188 g CO,, also Werte, die den aus CaO und MgO berechneten Mengen vollkommen. entsprechen. Mithin wurde die Annahme, daß alle in HCl lösliche Menge CaO und MgO an CO; gebunden ist, bestätigt. — Ball Analyse des in Salzsäure unlöslichen Anteils von g, auf- geschlossen mit Kali-Natroncarbonat. Probe 1 Probe 2 Angewandt: 1,000 g 1,000 g Gefunden: SOSE Se 0,7818 0,724 g ABO, 2 LONId: 0,141 Ne;0;:. 4:2... 0.072 0,091 GaOHh Nauen 0,027 0,025 M90..... 022% 0,026 0,036 1,020 g 1,017 g Differenz: + 0,020 g + 0,017 g Demnach berechnet sich die Zusammensetzung auf 100 g des in Salzsäure sowohl löslichen wie unlöslichen Anteils zu: Probe 1 Probe 2 Mittel Löslich in HCl: SIOy3 22 222.216 Proz. 1,14 Proz. 1,19 Proz AN,0, 20m 02:82 1,80 2.31 BRer0,.2.202...202 2,26 2,64 Ga0Or.2 2.2 200838 26,90 27,14 Mex0:.2..2.2 2.1.96 1,74 1,85 K20.:: 0.92. 0%..0.X0 0,62 0,66 Na;,0 2.2.0 1,00 1,16 1,08 60, 0. 2..00202363 23,06 23,37 SO, 7. 22 0,32 0,20 0,26 P,O.2 23.2. 0 Spus Spur Spur H,O. ur 20 1:62 1,78 1,70 Unlöslich in HCl: SO, 22 2.2.2 23,96Broz. 23,64 Proz. 23,80 Proz. A,O, 2000 348% 4,58 4,03 Pe;0, -.2.:.°..2816 2,98 2,57 GaO..2..2.02.082 0,82 D 0,82 MO... 2.2080 1,16 0,98 100,87 Proz. 99,83 Proz. 100,36 Proz. und dementsprechend die Gesamtzusammensetzung: Sı®, 2.227.252 Proz: 24,78 Proz. 24,95 Proz. AO, 2... 120082 .080 6,38 6,34 F&0,5:,.0.00,18 5,24 5,21 CaCO, ... . 48,89 48,04 48,47 62022. 202.02,3.0,82 0,82 0,82 Me6O,. ... 212 3,69 3,89 MO... ..%2...20,80 1,16 0,98 K30:.1..0 22 20,00 0,62 0,66 N2.0,.. 22.....231.00 1.16 1,08 SO. 2 7,7.02034 0,20 0,26 9,0. 22.2.2722 Spur Spur Spur HOFER EB. 2102 1,78 1,70 100,87 Proz. 99,83 Proz. 100,36 Proz. — 237 — Was die Übereinstimmung der gefundenen analytischen Werte anbelangt, so ist sie im allgemeinen als vollauf genügend zu betrachten, doch zeigt das Gestein aus g in einigen seiner Bestandteile gewisse Abweichungen. Es ist dieses auf den Umstand zurückzuführen, daß beide Proben von g in ihrer Löslichkeit in Salzsäure nicht unbeträchtlich verschieden sind, was aber leicht verständlich ist, wenn man bedenkt, daß dieses Gestein eine sehr wechselnde Beschaffenheit in seinen einzelnen Teilen aufweist, was auch dem Auge schon deutlich erkennbar ist. Es wechseln, wahrscheinlich als Folge verschieden starker Verwitterung oder wechselnder Anhäufung von Schalenresten, unvermittelt weiß gefärbte mit gelblichen Partien ab, die der lösenden Einwirkung der Salzsäure verschiedenen Widerstand entgegensetzen. Es kommt dieses in der Menge der Carbonate wie in der’ verschiedenen Löslichkeit der Sesquioxyde zum Ausdruck. In der Gesamtanalyse verschwindet jedoch dieses Verhältnis, so daß hier mit Ausnahme der Carbonate Über- einstimmung herrscht. Wie bekannt, ist die Zusammensetzung der Tone eine äußerst wechselnde; jedoch kann man im allgemeinen zwei Gruppen unterscheiden. Die eine nähert sich in ihrem Aufbau der Zusammensetzung des reinsten Tons, dem Kaolin, sie ist meist nur mit Quarz verunreinigt und hat einen hohen Wasser- gehalt. Die andere Gruppe, meist stärker mit Verunreinigungen vermengt, weist nur einen geringen Tonerdegehalt auf, führt einen hohen Prozentsatz an Eisenoxyden, einen Gehalt von 4—5 Proz. Alkalien, und es beträgt ihr Wassergehalt nicht mehr als 3—4 Proz. oder zuweilen noch weniger'). Betrachtet man hierauf hin den untersuchten Ton der Schicht b, so ist es schwer, ihn in eine jener Gruppen ein- zureihen. Für erstere reicht die vorhandene geringe Menge an Tonerde nicht aus, falls auch das Eisenoxyd als Ersatz herangezogen würde”), und gegen die Zugehörigkeit zur anderen Gruppe spricht einmal der um vieles zu hohe Wassergehalt, sodann das gänzliche Fehlen der Alkalien. Aus der gänzlichen Abwesenheit der Alkalien dürfte jedoch wohl der Schluß ableitbar sein, daß das Ursprungsgestein, welches das Material zu seiner Bildung lieferte, kein Eruptiv- gestein war. Denn Gesteine dieses Charakters würden in ihrem Aufbereitungsrückstand kali- oder natronführende !) Vgl. E. WEINSCHENK: Spezielle Gesteinskunde, 1905, S. 207. 2) Vgl. J. Rorn: Allgemeine und chemische Geologie, Bd. II, S. 582. 16 —.. a0, Residua hinterlassen haben, da nicht gut anzunehmen ist, daß jede Spur von diesen vernichtet sein sollte, zumal wir in den sarmatischen Schichten von St. Stefano keine Tiefseebildungen vor uns haben, in denen es denkbar wäre. Aber auch solche enthalten nicht unbeträchtliche Mengen von Alkalien'). Brackische, in der Nähe von verwitternden Eruptivgesteinen zum Absatz gelangte Bildungen würden dagegen wohl sicherlich einen erheblichen Gehalt an Kali und Natron aufzuweisen haben. Der Bedeutung der von FRECH aufgeworfenen Frage ent- sprechend, ist jedoch noch des näheren auf die Abkunft dieser Bildungen einzugehen. Das galatische Andesitgebiet mit seinen Andesiten und Daciten kann als Herkunftsort infolge seiner geographischen Entferntheit nicht in Anspruch genommen werden, obgleich seine Verwitterungsprodukte als Residua granitodioritischer bzw. dioritischer Magmen größeren Kalk-, Magnesia- und Eisengehalt, dagegen nur geringere Alkalien- mengen aufzuweisen haben würden. Die weit näher liegenden Eruptivmassen des Olympos, des heutigen Keschisch Dagh, die aus Granit und Gneis gebildet sind, kommen ebenfalls nicht in Betracht wegen des Alkalienmangels unseres Tons, und die Symplejaden scheiden als miocäne Eruptivbildungen ihres jüngeren Alters halber völlig aus. Also auch von diesen Gesichtspunkten aus ist keine Wahrscheinlichkeit für die Ab- kunft unseres Tons von eruptiven Bildungen vorhanden. Für unseren Ton können daher nur diealten devonischen Tonschiefer des Bosporus, auf welchen u. a. Tera, Gallata und ein Teil Stambuls erbaut ist, in Frage kommen. Diese enthalten zuweilen auch größere Mengen von gebundenem Kalk und Magnesia; doch läßt sich der Gehalt des Tons an Kalk ebenfalls und wohl weit wahrscheinlicher auf die reichlichen kalkigen Örganismenreste zurückführen, die den Haupt- bestandteil der über- und unterlagernden Schichten ausmachen. Die Spuren von Phosphorsäure weisen auf organische Ver- wesungssubstanz hin, desgleichen die Färbung des Tons. Bei der Gegenüberstellung der Gesamtzusammensetzung der beiden Kalkgesteine ergibt sich zunächst, daß sie als sehr ähnliche Bildungen aufzufassen sind, was auch infolge ihrer Lagerungsverhältnisse nicht auffällig erscheint. ') Vgl. H. RosenßUScH: Elemente der Gesteinslehre, 1898, S. 420. 2) Vgl. L. Mırcn: Die Ergußgesteine des galatischen ‚Andesit- gebietes. N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. XVI, S. 110. R. LEONHARD: Geologische Skizze des galatischen Andesitgebietes nördlich von Angora. Ebenda S. 99. wu Der Gehalt beider an SıQO,, AlO;, CaCO,;,, KO und H,O schwankt nur um geringe Mengen, beim Fe,0, und P,O, ist er sogar gleich; nur in der Menge des CaO, MgO und MgCO, sowie des Na,O und SO, sind größere Abweichungen zu beobachten. Was namentlich die Bindung des CaO mit CO, anbelangt, wie sie durch den in Salzsäure löslichen An- teil sich zu erkennen gibt, so sind hier größere Unterschiede zu verzeichnen. Es ist aber andererseits keineswegs zu leugnen, daß die in der Analyse angegebene Bindung des ganzen in Salzsäure löslichen Kalkes als durchaus notwendig mit Kohlen- säure anzunehmen ist, denn wohl kann ein geringer Teil des Kalkes wie auch vielleicht der Magnesia mit Schwefelsäure verbunden gedacht sein, wenn nicht die Schwefelsäure mit den . Alkalien verknüpft ist. Doch auch als Silikat kann ein ge- ringer Teil des löslichen Kalkes vereinigt sein. Ohne weiteres läßt sich dieses selbstverständlich nicht entscheiden, dürfte aber auch für die Beurteilung der Zusammensetzung von keiner Bedeutung sein. Daß aber auch ein größerer Teil des vorhandenen Kalkes und der Magnesia nicht in Verbindung mit Kohlensäure steht, geht vor allem aus dem in Salzsäure unlöslichen Anteil hervor und tritt noch deutlicher als in der Gesamt-Zusammensetzung in Erscheinung, wenn man die Zusammensetzung dieses Anteils für sich allein betrachtet, wie es nachstehende Umrechnung zum Ausdruck bringt. In heißer Salzsäure unlöslicher Rückstand: g h SEO 22220.270,29 Proz. 79,10 Proz. SL, De ls) 10,95 ke, 0, 0... 815 5,90 0202.00. .:2,00 1,40 a0, 8,10 2,30 101,85 Proz. 99,65 Proz. In welchem Mineralverband diese in Salzsäure unlöslichen Rückstände zu denken sind, läßt sich schwer sagen, da wir es mit aufbereitetem Material zu tun haben. Doch können es außer der bei weitem vorwiegenden Menge von Quarz nur basische Produkte sein; keinesfalls kommen aber Glimmer oder Feldspate — mit Ausnahme von Anorthit, Labrador, Andesin, doch auch diese sind schon alle mehr oder weniger in Salz- säure aufschließbar — in Frage. Als basische Minerale können solche aus der Epidot-, Amphibol- und Pyroxen- Gruppe herangezogen werden, doch haben wir es wahrschein- licher mit chloritartigen Produkten zu tun. Dieses wie das 16° völlige Fehlen von Alkalien im in Salzsäure unlöslichen Rück- stand deutet auch für die Kalkablagerungen von St. Stefano auf die alten Tonschiefer des Bosporus als Herkunft hin. Der geringe Alkaliengehalt im salzsäurelöslichen Teil kann diese Beziehungen nicht ändern; denn einmal sind diese Mengen zu gering, um ins Gewicht fallen zu können, und andererseits spricht ihre leichtlösliche Form dagegen. Ergebnisse. Aus dem Gesamtergebnis der chemischen Zusammen- setzung der untersuchten sarmatischen Schichten geht jedoch hervor, daß zu der Zeit ihrer Bildung keine eruptive Tätigkeit in ihrer Nähe mehr geherrscht haben kann. Die stratigraphisch-paläontologischen Tatsachen werden demnach durch die chemische Analyse in erfreu- licher Weise ergänzt; zugleich wird aber hierdurch das Ende der eruptiven Tätigkeit in Anatolien schärfer fixiert, als es bisher für den Beginn derselben mög- lich war. 22. Über die in Tektiten eingeschlossenen Gase. Von Herrn RiıcHarD Beck. Freiberg, den 20. März 1910. Bei Gelegenheit des Jubiläums der Universität Genf im vorigen Jahre fanden sich auf eine Einladung des Herrn Professors L. DUPARC hin im dortigen chemisch-mineralogischen Laboratorium eine Anzahl fremder Mineralogen und Geologen ein, um die gasanalytischen Untersuchungsmethoden des Herrn Lic. ALBERT BRUN in Augenschein zu nehmen. Wie tief die Ergebnisse dieser Gasanalysen vulkanischer Gesteine und später solche vulkanischer Exhalationen an Vulkanen selbst in den letzten Jahren seit den Arbeiten BRuns in die vulkano- logische Forschung eingegriffen haben, ist bekannt. Beim damaligen Besuche schon äußerte ich die Idee, daß diese feinen Untersuchungsmethoden von größter Wichtigkeit auch für die immer noch umstrittene Frage nach der Herkunft der Moldavite und anderer Tektite werden könnten. Später hatte ich die Freude, daß sich Herr BRuN bereit erklärte, mit eigner geübter Hand und mit seinen vorzüglichen Apparaten solche —n Bell. schwierigen Analysen an Tektiten vorzunehmen. Das diesen Arbeiten zugrunde gelegte Material stammt aus der Sammlung des geologischen Institutes der Freiberger Bergakademie. Herr BRUN veranlaßte mich, weil er vielbeschäftigt ist, die Veröffentlichung seiner Untersuchungen zu übernehmen, und erlaubte mir, die Ergebnisse wissenschaftlich nach Belieben zu verwerten. Die Literatur über die Tektite ist durch Herrn FRANZ E. Suvess'), den Hauptkenner dieser merkwürdigen Gebilde, so vorzüglich zusammengefaßt worden, daß ich den Gegenstand hier nicht zu wiederholen brauche. Die Methode A. Bruns besteht in der Hauptsache darin, vulkanische Gesteine im elektrischen Ofen, und zwar im luft- leeren Raume, zum Schmelzen zu bringen, die freiwerdenden magmatischen Gase abzusaugen und unter Berücksichtigung auch der etwa sublimierten Bestandteile gasanalytisch quanti- tativ zu bestimmen. Die Einzelheiten des Verfahrens hat er in mehreren Arbeiten in den Genfer „Archives des Sciences physiques et naturelles“ beschrieben. Es schien mir besonders wünschenswert, die äußerlich so obsidianähnlichen Billitonite in dieser Art zu untersuchen, um zu sehen, ob sie einen ähnlich hohen Gehalt an vulkanischen Gasen besitzen, wie uns das Herr A. Brunn an den echten Obsidianen demonstriert hatte. Wir opferten zu diesem Zwecke zwei sogenannte Obsidianbomben („Glaskogels“) von Dendang auf Billiton, die durch Herrn Professor R. VERBEEK der Frei- berger Sammlung übergeben worden waren. Von der einen Hälfte der einen dieser äußerlich ganz ähnlichen beiden Bomben lag eine chemische Analyse meines Herrn Kollegen OÖ. BRUNCK vor, die im Jaarb. v. h. Mijnwezen 1897, S. 240, von Herrn VERBEEK und im großen Moldavitwerk, S. 237, von Herrn F. E. SuEss abgedruckt ist. Sie stimmt vorzüglich überein mit der von Herrn ©. von JOHN 1900 ausgeführten Analyse einer ähnlichen Bombe vom gleichen Fundpunkt (S. 237 bei Surss). Beide erwähnen keinen Glühverlust, während eine bei F. E. SUESS ebenfalls abgedruckte Analyse von ÜRETIER von einer Obsidiankugel von Billiton angiebt: Beim Versetzen des Pulvers mit Salzsäure ist ein bituminöser Geruch wahr- nehmbar, der auf daß Vorhandensein von Kohlenwasserstoffen schließen läßt. ) Franz E. Surss: Die Herkunft der Moldavite und verwandter _ Gläser. Jahrb. k. k. geol. Reichsanst. 1900, Bd. 50, H.2. — Siehe auch dessen Vortrag: „Uber Gläser kosmischer Herkunft.“ Salzburg, am 23. September 1909. a Die Schmelzbarkeit der Billitonite sollte sich nach Suess (S. 247) wie die der Moldavite verhalten. Diese be- ginnen sich bei 1250° C mit einer dünnen Schmelzschicht zu überziehen und sind bei 1400° eingeschmolzen (Versuche an Moldaviten von Herrn BARES). Herr BRUN behandelte 2 mm dicke leistenförmige Täfelchen, die aus dem von BRUNCK analysierten Billitonit geschnitten waren. Sie erhielten bei leichtem Druck eines Platinstabes die erste Biegung bei 806° C. Sie bogen sich ohne Anwendung von Druck bei 874 bis 8832 ©. Der zweite Billitonit, auf den sich die folgende Gasanalyse bezieht, füllte durch Erweichung die Form des Tiegels aus bei 1044—1055° C, und zwar ist die Masse bei 1044° noch ziemlich zähflüssig. Dieses Verhalten beim Schmelzen fand BRUN überein- stimmend mit dem von gasarmen Öbsidianen, die dieselben Minima und Maxima zeigten. Die Entgasung im Vakuum erfolgte bei der Erwärmung bis 900° C. Für 1 kg berechnet, lieferte der Billitonit von Dendang: A. Als festes Sublimat in der Vorlage: Salmiakmm 2: RT D mg Na KR)Ol ar Eee 607 = B. Gase: Gesamtmenge . 2 2... 228 ccm Menge nach Korrektur ... 213 - Diese Gase hatten, pro kg der angewandten Billitonitmenge berechnet, folgende Zusammensetzung: | (OO a 98,0 cem VOR 100,4 Heyne ee 292 (14,2 *) SOLAR 0,4 HS. abwesend Ne Spuren Da. abwesend 228,0 cem (213*) Die mit * bezeichnete Korrektur bezieht sich auf die geringe Abgabe von H durch das Platinrohr. Der hierdurch notwendige Abzug beläuft sich auf 10—15 ccm pro kg des Billitonites. m Zum Vergleich lasse ich das Ergebnis der gleichen Unter- suchungsmethode folgen, das Herr A. BRUN früher an einem echten Obsidian, einem Geröll aus dem Flusse Tji Manoek bei Garoet, Residenzschaft Preanger, Java, erhalten hatte: Explosive Entgasung erfolgte bei... . . =I9I102C Gesamte Gasmenge pro kg Gestein . . . . 417 ccm Salmiak in der Vorlage pro 100 cem Gas . 12 mg Salmiak in der Vorlage pro kg Gestein ... 50,04 mg Zusammensetzung der Gase selbst in Volumprozent: Chin. 0 Aa HERT 5,9040 SO, ei BO 08 RR E 1,43 co\ N j 15,21 100,00 Beide nebeneinander liefern also: A. Feste Chloride, berechnet in mg, auf 1 kg Ge- stein: Billlonit Obsidian Ne ee 5 50 Deere 60 = B. Gase, in Volumprozent, in folgender Zu- sammensetzung: Billitonit Obsidian ee 10 EOS EINE ee — 50,75 ee Ola Sal an 46.00 983 Br. a N en. 8 Spur \ oo an ee Ve —_ 1,43 Der Hauptunterschied zwischen dem Billitonit und dem Obsidian besteht demnach darin, daß in dem Tektit freies Chlor und Chlorwasserstoff fehlen, die nicht nur bei dem javanischen, sondern auch bei anderen nicht bimssteinartig entwickelten Obsidianen ganz konstant, wenn auch in sehr wechselndem relativen Verhältnis zueinander, vorhanden sind. Dahingegen wird dieser Mangel beim Billitonit ungefähr aus- geglichen durch die Menge sublimierbarer Chloride. Doch kommen nach BRUN auf der Erde auch gasärmere Gläser vor, die einen Vergleich mit Billitonit eher aushalten. So enthielt ein von ihm analysierter Perlit aus Peru in 20 g nur 4,8 ccm Gase, und zwar: !) Vorhanden, aber nicht genau bestimmt. HOL ESS ar 0,5 ccm CO m Nu: 2,4 - UT ER OR. 107 a Re ru ne. Spuren NH CS 2. sehr fraglich 4,8 ccm Sehr selbständig erscheint der Tektit in bezug auf seine sehr große Menge von CO, und CO. Herr A. Brun hat sich über die möglichen Schlußfolge- rungen nur in der einen Zeile ausgesprochen: „Die Anwesen- heit von Salmiak, wenn auch in geringer Menge, scheint mir für terrestren Ursprung zu sprechen.“ (Brief vom 10. III. 1910.) Später (Brief vom 21. III. 1910) weist er nochmals auf eine gewisse Ähnlichkeit der Billitonite mit Obsidianen irdischer Herkunft in chemischer Hinsicht hin, will sich aber eines abschließenden Urteiles über die Herkunft der Tektite enthalten. Ich muß gestehen, daß ich ihm hierin nicht folgen kann. Der Billitonit macht mir auch nach seinem Gasgehalt gegenüber ‘ den irdischen Obsidianen chemisch einen so selbständigen Ein- druck, daß die überwältigenden Gründe, welche Herr F. FE. SUESS gegen die terrestre Herkunft der Tektite geltend gemacht hat, durch die verdienstvollen Untersuchungen des Genfer arsch meiner Meinung nach eine neue Bestätigung er- halten haben. Auf meinen Wunsch untersuchte Herr A. BRUN ferner nun auch eine von uns gelieferte Probe von Moldavit aus der Gegend von Moldauthein. Die Analyse war hier besonders schwierig, weil nur ganz geringe Gasmengen zugegen waren. Glühverluste werden in der Literatur bei Moldaviten mehrfach angegeben, so auch bei zwei neuen, bei SUESS abge- druckten Analysen des Herrn ©. VON JOHN (0,06 und 0,10 Proz.). Ferner hat Herr F. EXxNER nach SUESS mittels spektroskopischer Untersuchung im böhmischen Moldavit u. a. Kohlenstoff nach- gewiesen. A. BRUN benutzte zur Gasgewinnung 20 g Moldavit. Er erhielt beim Schmelzen hieraus 3,5 ccm Gase, also 175 ccm pro 1 kg, und zwar (bei 14°C und 7338 mm Druck): Cr ER Osleem COLE ee 2 20 - N 0,7 an n 3.5 cem Er hat auch Spuren von HCl und alkalischen Chloriden bemerkt. —. 243° — Danach verhält sich der Moldavit ganz verschieden von Obsidian, mit dem er ja auch sonst chemisch gar nicht über- einstimmt. Im Gegensatz zum Billitonit steht seine große Gasarmut. Die bei diesem so vorherrschenden Gase CO, und CO sind auch beim Moldavit anwesend. Es wiegen die bei 14° © und 733 mm Druck gemessenen 0,6 ccm CO, 1,07 mg DO 0 2,49 ZH 07 - IN! 2 aa Ill zusammen — 3,99 mg — rund 4 mg Der durch die entzogenen Gase bedingte Glühverlust be- läuft sich demnach auf 0,02 Gewichtsprozent Gegenüber den oben erwähnten Ziffern 0,06 und 0,10 Proz. haben wir also noch ein Minus. Wenn nicht beim Abfangen der Gase Ver- luste eingetreten sein sollten, so ist auch möglich, daß der Gasgehalt der verschiedenen Moldavite von Haus aus ein verschiedener ist. So sagt denn auch F. E. SuEss von den böhmisch-mährischen Moldaviten auf Grund seiner mikro- skopischen Prüfung, S. 250: „Kleinere oder auch größere Gas- poren und Bläschen finden sich ebenfalls in wechselnder Häufigkeit in allen Schliffen.“ 23. Zu dem Artikel von Herrn W. PETRASCHECK über die floristische Gliederung der Schatzlarer Schichten bei Schatzlar und Schwadowitz. Von Herrn W. GOTHAN. Berlin, den 29. März 1910. In einer kürzlich erschienenen Publikation (Verhandl. k. k..Geolog. Reichsanst. 1909, „Nr. 14, S. 310) hat PETRA- SCHECK, wesentlich auf stratigraphische Gründe gestützt, nach- zuweisen gesucht, daß der liegende Flözzug der Schwadowitzer Schichten (Xaveristollner) mit den Schatzlarer Schichten (Hangendzug) zu parallelisieren sei, während PoToxıE (Florist. Gliederung des deutschen Carbons und Perms, 1896, S. 14/15) „diese über die Schatzlarer Schichten gesetzt hatte. Ich be- oe merke hierzu, daß die floristischen Verhältnisse dieser Schichten PETRASCHECKs Meinung durchaus bestätigen. Besonders bemerkenswert ist nämlich das Vorkommen typischer engmaschiger Lonchopteris-Arten (L. Bricei oder rugosa BRONGN.) und ferner von Pecopteris pennaeformis BRONGN. und Neurodontopteris cf. obligua BRONGN. sp.; in unseren Sammlungen (Kgl. Geolog. Landesanstalt Berlin) be- findet sich eine ganze Anzahl von Resten des Xaveristollner Flözzuges, von denen hier die charakteristischsten aufgezählt seien: Sphenopteris obtusiloba BRONGN. *Mariopteris muricata (SCHLOTH.) ZEILL. *Pecopteris plumosa ART. sp. - Miltoni ART. sp. - pennaefornmis BRONGN. (Bezeichnung nur: Schwadowitz, kann aber nicht aus dem Idastollner Flözzug stammen.) *Lonchopteris rugosa oder Bricei BRONGN. *Neurodontopteris cf. obligua BRONGN. *Sigillarita scutellata BRONGN. Lepidodendron obovatum STERNB. usa. Die Flora ist eine typische des mittleren Produktiven Carbons und unterscheidet sich kaum von der der Schatzlarer Schichten; POTONIE führt hierzu u. a. in unseren Florenlisten noch Annularia stellata und sphenophylloides auf, von denen wenigstens die erste recht wenig zu der genannten Flora paßt. In unseren Sammlungen finden sich keine Exemplare dieser beiden Arten. Besonders die Lonchopteris-Arten (der Gruppe Eulonchopteris GOTHAN in Abb. u. Beschreib. foss. Pflanzen VI, 1909, Nr. 117), die schon FEISTMANTEL (Palaeontogr. XXIII, 1876, S. 296) als sehr häufig bei Schwadowitz angibt (am sogenannten Erbstollen), sind ja ausgezeichnete Leitfossilien, die sich z. B. im Ruhrgebiet ganz auf die Gaskohlenpartie, in Oberschlesien fast ganz auf die Orzescher Schichten (bis in den oberen Teil der Rudaer Schichten hinuntergehend) beschränken und im Hangendzuge Niederschlesiens auch ziem- lich häufig sind. Die Flora des Idastollner Flözzuges steht in scharfem Gegensatz zu der des Xaveristollner, indem hier Typen des oberen Produktiven Carbons (Ottweiler Schichten) sich stark vordrängen, und beispielsweise die oben mit ” ver- sehenen Typen fehlen. Auch die Flora der Zdareker Flöze würde richtiger dem Hangendzug zu parallelisieren sein, da auch hier nach POTONIE (in unseren Listen) Lonchopteris vor- , x N IA kommt, ferner Desmopteris longifolia STERNB. sp., Spheno- phyllum majus BRONN u. a. (außerdem große Rhacopteris asplenites-Stücke), während auch hier die Ottweiler Typen fehlen; es scheinen allerdings hier Fupecopteris- Arten häufiger zu sein, z. B. Pecopteris aff. Miltoni, die aber auch schon in den Schatzlarer Schichten häufig ist. Aus diesem Grunde hatte auch POTONIE in den Listen, wo die Vorkomm- nisse zu Flora 6 gestellt sind, bemerkt: ob hierher oder Flora 5? Wegen der angeführten floristischen Verhältnisse hatte ich ihm gegenüber schon wiederholt zum Ausdruck ge- bracht, daß die Xaveristollner Flora tiefer gehöre. Eine weitere Vergleichung der Stücke in anderen Sammlungen wird ohne ' Zweifel ein gleiches Resultat ergeben. >24. Experimentelle Studien über die Entstehung der Sedimentgesteine. Von Herrn Herm. FiscHEr. (Hierzu eine Texttafel.) Würzburg, den 10. März 1910. I. Oolithbildung. Über dieBildung oolithischer Gesteine, oder genauer gesagt, über die Entstehung der Kalkooide, welche diese Gesteine zu- sammensetzen, sind in der neueren Zeit von G. LIncK'!) und seinen Schülern?) so eingehende Studien gemacht worden, daß die folgenden Beobachtungen, welche ich über künstliche und natürliche Entstehung von Ooiden machen konnte, im wesent- lichen nur eine Bestätigung und Erweiterung der grundlegenden Forschungen G. LIncKks bedeuten. Nur nebenbei möchte ich erwähnen, daß trotz der zweifellos prinzipiellen Lösung der Oolithfrage doch in der neusten Zeit wieder durch KALKOWSKY°) 1) G. Linck: Die Bildung der Oolithe und Rogensteine. N. Jahrb. Min., XVI, Beil.-Band, 1903. | 2) K. KrrcH: Beitrag zur Kenntnis der oolithischen Gesteine des Muschelkalkes bei Jena. Inaug.-Diss. Jena 1909. 3) E. KAr.kowsky: Oolith und Stromatolith im norddeutschen Buntsandstein. Diese Zeitschr. 60, 1908. die organogene ÖOoidentstehung für die Rogensteine des Bunt- sandsteins behauptet wurde, eine Ansicht, welcher G. LincK!) sofort entgegengetreten ist. Dem rein sekundären Einfluß, den Organismen und Orga- nismenreste auf die Bildung von Ooiden haben können, und dem Beobachtungsmaterial, das darüber gesammelt ek (s. F. RossBıcH: Beitrag zur Kenntnis oolithischer Kalksteine. Inaug.-Diss. Jena 1884), darf doch wohl heute gegenüber der klaren Tatsache, daß Ooide anorganogen sowohl auf künst- lichem wie natürlichem Wege entstehen, als einer Verkompli- zierung der im Grunde genommen ganz einfachen Erschei- nungen nicht mehr solche Bedeutung zugeschrieben werden. Schon GÜMBEL?) weist ja darauf hin, daß man bisweilen bei chemischen Analysen ooidische Niederschläge erhält, und jeder Chemiker, der diesen Erscheinungen Aufmerksamkeit schenkt, weiß aus Erfahrung, daß viele Niederschläge unter bestimmten Fällungsbedingungen sphäroidisch auskrystallisieren. Ich selbst habe dies bei Kalkfällungen sowohl mit Ammoniumoxalat wie mit Ammoniumcarbonat beobachtet. Aber niemals entstanden die Ooide sofort, sondern erst nach längerer Zeit und nament- lich bei starker Erwärmung. LIxncK hat nun gezeigt, daß eben der als Aragonit ausgefällte Kalk die Tendenz zu sphä- rischer Auskrystallisation hat, und er hat aus der künstlichen Darstellung mikroskopisch kleiner Aragonitooide geschlossen, daß auch die Entstehung der makroskopischen Aragonitooide in der Natur in ähnlicher Weise vor sich geht wie bei dem Experimente. Die experimentelle Darstellung von Aragon hat nun den Nachteil, daß es auf künstlichkem Wege nicht leicht gelingt, größere Ooide zu züchten. Besser eignet sich zur Darstellung beliebig großer Ooide ein anderes Salz, nämlich das wasserhaltige Ammoniummagnesiumcarbonat Mg CO,.(NH,), CO; + 4H,0, welches sich beim Zusammenbringen entsprechend konzentrierter Lösungen von MgSO, oder MgCl, mit überschüssigem, konzen- triertem Ammoncarbonat in durchscheinend rhombischen Kry- stallen allmählich ausscheidet. Eine Versuchsanordnung, welche sich an ‚alle von G. LINcK?) zur Darstellung dolomitischer Niederschläge angewandte Methode !) G. Lıinck: Uber die Bildung der Oolithe und Rogensteine. Jenaische Zeitschrift für Naturwissenschaft, 45, 1909. 2) Gümger: N. Jahrb. Min. 1873, & 303. 3) G. Linck: Über die Entstehung der Dolomite. Diese Zeitschr. 61, 1909, Monatsber. S. 230. u we anlehnt, lieferte mir regelmäßig große Ooide des Magnesium- carbonats. Mit entsprechender Abänderung des LincKschen Versuches löste ich in 100 ccm einer 1,75proz. Ammoncarbonat- lösung 3,35 g MgCl, und 2,27 g MgSO,. Nach 4—5 Stunden entstand noch kein Niederschlag, aber über Nacht setzten sich am Boden des Gefäßes zahlreiche kleine Sphäroide fest, die allmählich Dimensionen von 2—3 mm erreichten. ‚ Ein anderer Versuch lieferte mir schön ausgebildete Sphä- roide in einem Bodenkörper von kohlensaurem Kalk. Bei diesem Versuch wurden 1 g (= 1 Mol.) CaCO, (praec. pur.) mit einer Lösung von 2,46 g MgSO, (= 1 Mol.) und 2,03 g MgCl, (= 1 Mol.) in 50 ccm H,O übergossen und mit über- schüssigem 1Oproz. Ammoncarbonat versetzt. Nach einiger ‘ Zeit enthielt das Präzipitat bis über 1 mm große Ooide, die sich als sphärische Auskrystallisationen von Ammoniummag- nesiumcarbonat erwiesen. Diese Ooide, deren Darstellung sich innerhalb weiter Versuchsgrenzen ermöglichen läßt, würden nach GÜMBEL (a. a. O.) als Extoooide zu bezeichnen sein, da ıhr Wachstum von einem sphäroidischen Kern aus erfolgt, um welchen herum sich Schalen aus radial gestellten rhombischen Magnesiumcarbonat- krystallen anlegen. Durch Zusatz von neuen Mengen des Magnesiumsalzes kann nämlich das Wachstum der Ooide ohne Schwierigkeit bewerkstelligst und die konzentrische Struktur der Ooide so auf künstlichem Wege erhalten werden. Bei meinen Versuchen ergibt sich aber noch eine zweite Mög- lichkeit der Ooidbildung immer da, wo in den konzentrierten Flüssigkeiten Gasbläschen aufsteigen und durch die Adhäsion an der Oberfläche der Flüssigkeit und an der Wand des Gefäßes festgehalten werden. Um diese Gasbläschen herum scheidet sich die Magnesiaverbindung ab, und es wurden so bis 3 mm große Ooide erhalten. Die Rinde besteht ebenso wie bei den Sphäroiden (Extoooiden) aus radial gestellten Krystallnadeln. Auch diese Ooide wachsen durch Apposition beim Eintragen in neue Lösungen und bekommen so die kon- zentrische Schalenstruktur. Solche Ooide würden nach GÜMBEL als Entoooide zu bezeichnen sein, als Blasenooide, welche dann bei weiterer Umrindung den Charakter der GÜMBELschen Dimorphoooide annehmen. | Es ist nicht ausgeschlossen, daß die künstlich dargestellten Magnesiumcarbonatooide auch in der Natur entstehen. Ihre Existenz kann aber nur eine ganz vorübergehende sein; denn diese Ooide sind ja noch viel labiler als die Aragonitooide. ar HAN. Sie sind tatsächlich nur unter den Verhältnissen existenzfähig, welche ihre Entstehung bedingen. Wasser zersetzt sie all- mählich; an der Luft trüben sie sich und zeigen dann keine Polarisationsfarben mehr. | Es bleibt mir nun noch übrig, die Beschreibung von zwei natürlichen Oolithvorkommen anzufügen, die, im Zusammenhang mit der künstlichen Ooiddarstellung betrachtet, an dieser Stelle vielleicht einen sachdienlicheren Beitrag zur Oolithfrage abgeben können, als wenn für sie von den voraus- gehenden Studien gesondert eine spezielle Beschreibung an anderer Stelle gewählt würde, wodurch ja nebenbei auch die unliebsame Zerstreuung der Literatur vermieden werden kann. 1. Basaltwacke vom Sodenberg (Rhön) mit Aragonitooiden. Unter den von mir gesammelten Handstücken, welche die Zersetzung des Basalts in verschiedenen Stadien zeigen, finden sich einige, an denen man größere Komplexe von auskrystalli- siertem Aragonit beobachten kann. In der Umgebung und innerhalb dieser Aragonitpartien finden sich durch Brauneisen hellbraun umrindete Aragonitkügelchen, deren Entstehung mit der Auskrystallisation des Aragonits zusammenhängen muß. Die Kügelchen sind als echte Ooide anzusehen, deren zonare Struktur, wie das mikroskopische Bild (s. Texttaf. Fig. 1) zeigt, gut erhalten ist. Die ursprünglich radiale Struktur, entstanden durch sphärische Auskrystallisation von Aragonit, ist partien- weise noch gut erkennbar und das Vorhandensein von Aragonit in Sphärokrystallen nachweisbar. Ebenso ist auch die bekannte Speichenstruktur, wie sie an Ooiden beobachtet wurde, gerade an dem einen der photographierten Ooide sehr schön zu sehen. Vielfach ist aber der Aragonit bereits in Calcit übergegangen, was sich namentlich an den dichten Carbonatpartien gut beob- achten läßt. Auch in den Ooiden hat Oaleit stellenweise den Aragonit verdrängt. Die makroskopische und mikroskopische Betrachtung des zersetzten und unzersetzten Basalts ergibt die Entstehung der Ooide in ungefähr folgender Weise: Der Basalt des Sodenbergs ist nach H. Lenk!) ein so- genannter Glasbasalt. In einer glasigen Basis, welche keinerlei Feldspatgemengteile ausgeschieden hat, ist ein feinkörniges ') H. Lenk: Zur geologischen Kenntmis der südlichen Rhön. Inaug.-Diss. Würzburg 1887. Gemenge von Augit, Magneteisen und Chrysolithkryställchen eingeschlossen nebst porphyrartig eingestreuten Krystallen von Olivin und Augit. „Durch die Verwitterung des Basalts ent- steht ein sehr weiches, fett anzufühlendes Mineral, dessen 25,44 Proz. betragender Wassergehalt (neben Tonerde, Magnesia, Kalk, Natron und etwas Eisen) seine Identität mit dem von RAMMELSBERG analysierten Bol von Stolpen sehr wahrscheinlich macht.“ Auch dieses Mineral konnte ich neben dem Aragonit in dem verwitterten Basalt feststellen. Die Bildung der Ooide muß in Zusammenhang stehen mit dem Auftreten heißer Dämpfe, die ein lavaähnliches, schlackiges Produkt und andererseits wieder mandelsteinähnliche Ausscheidungen erzeugten. Ent- sprechend der Bildung der Karlsbader Erbsensteine dürften die Ooide in einer späteren Periode entstanden sein, wo die Dämpfe von heißen Kohlensäuerlingen abgelöst wurden. Ob eine Zuführung von Kalk, etwa aus dem die Basaltkuppe des Sodenbergs rings umgebenden Wellenkalk, stattgefunden hat, oder ob sämtlicher Kalk aus verwitterten Augiten stammt, dürfte wohl schwer zu entscheiden sein. Für erstere Ansicht spricht das lokale Vorkommen des kalkreichen Verwitterungs- produktes (weder die schlackigen noch die typischen mit Bol durchsetzten basaltischen Verwitterungsprodukte brausen mit verdünnter Salzsäure auf) und das Vorhandensein relativ wenig verwitterter Augitkrystalle.e. Der Schlämmrückstand des be- schriebenen kalkreichen Verwitterungsproduktes besteht auch fast durchaus aus vorzüglich erhaltenen, scharf begrenzten Augit- krystallen. 2. Oolithisch-glaukonitischer Kalk aus dem unteren Hauptmuschelkalk von Kronach (Oberfranken). Fundstelle: Westabhang des Kreuzberges östlich von Kronach. In der Region der Encrinitenkalke findet sich östlich von Kronach an mehreren Orten eine 20—30 cm dicke Oolith- bank aufgeschlossen, die wohl mit den aus der Umgegend von Jena beschriebenen oolithischen Bänken des Encriniten- kalks in genetischem Zusammenhang steht. Bei Würzburg finden sich Bänke mit diesem Charakter in der gleichen Region durchaus nicht. Die Struktur der Ooide, welche die Bank zusammensetzen, entspricht jener, welche K. KrECH (a. a. ©.) für die Oolithbank am Jägerhaus bei Jena be- schreibt, so daß ich geradezu auf jene Beschreibung verweisen kann. Nur in einem Punkte ist die Oolithbank von Kronach total verschieden von der Jenenser. In beiden Bänken findet we VII = sich Chalcedon und amorphe Kieselsäure.. Während sich aber nach KRECH im oberen Drittel seiner Oolithbank amorphe Kieselsäure als Bindemittel der Ooide ausgeschieden hat, die Ooide selbst jedoch unverändert blieben, tritt bei der Kronacher Oolithbank die amorphe Kieselsäure nur in den Ooiden auf, die sie teilweise vollständig resorbiert hat bis zur Vernichtung der Ooidstruktur, teilweise aber nur zonar oder in ganz un- regelmäßigen Partien infiltriert hat (s. Texttafel Fig. 2, Ooide a) oder wenigstens so viel von der ursprünglichen Masse ver- schonte, daß die Zonarstruktur der Ooide erhalten blieb (Ooid b). Eine lokale Infiltration der Ooide mit amorpher Kieselsäure im Sediment selbst, wie ich das für die ver- kieselten Ooide der Hornsteinbänke bei Würzburg zeigen konnte!), ist also völlig ausgeschlossen. Eine Folgeerschei- nung der .Kieselsäureinfiltration ist es, daß die Ooide aus dem Gestein herauswittern und so selbst stark verwitterte Bruchstücke der Bank sofort an der „weißen Punktierung“ erkannt werden können. Die Ooide sind allothigener Herkunft, und man hat hier den schönsten Beweis, daß die Ooidbildung nicht etwa ein mit der Diagenese der Gesteine zusammenhängender Prozeß ist. Daß in den unverfestigten Sedimenten Lösungen zirkulieren, aus welchen sich amorphe Kieselsäure, Glaukonit usw. abscheiden, erscheint durch genügende Belege erwiesen. Werden Ooide in solche Sedimente verschwemmt, so werden sie ebenso infiltriert wie etwa Schalenfragmente, bleiben. aber trotzdem noch transportfähig. Es können also einerseits in- filtrierte Ooide in nichtinfiltrierte Kalksedimente verschwemmt werden (Kronacher Oolithbank), andererseits wieder nicht- infiltrierte Ooide in infiltrierten Kalkschlamm geraten, in dem sich bereits die Kieselsäure abgeschieden hat. Der neben der amorphen Kieselsäure und im engsten Zusammenhang mit derselben vorkommende Chalcedon ist aus ersterer hervorgegangen. Während nun nach KRECH in der Oolithbank am Jägerhaus meist die Fossilreste, welche den Ooiden als Konzentrationszentren dienten, in Chalcedon verwandelt wurden, kommt dieser in verkieselten Ooiden der Kronacher Bank recht vereinzelt und ohne Zusammenhang mit Fossilresten vor. Ebenso wie die amorphe Kieselsäure erscheint auch der Bau Glaukonit als Infiltration von Ooiden. ') H. Fıscuer: Beitrag zur Kenntnis der unterfränkischen Trias- gesteine. Geognostische Jahresh. 1908, XXI. Jahrg., S. 33. N Eine parallele Schichtung der Ooide ist an der Kronacher Bank noch ganz deutlich sichtbar, was sich auch an den Schliffen parallel und senkrecht zur Schichtung bemerkbar macht. Der Schlämmrückstand der Oolithbank von Kronach ist, wie ich hier noch bemerken möchte, außerordentlich arm an allothigenen Mineralpartikeln. Es finden sich bei Kronach, soweit ich feststellen konnte, nirgends sandige Einschwem- mungen, und obwohl der Muschelkalk bei dem weiter östlich gelegenen Dorfe Zeyern direkt diskordant dem Palaeozoicum anliegt, ergeben sich absolut keine Erscheinungen für Küsten- nähe. Der Muschelkalk muß sich, wie auch aus diesen Be- obachtungen hervorgeht, noch weit in den Frankenwald hinein erstreckt haben. IH. Über die Aufnahme von Magnesia in Kalksedimente. Die Frage nach der Entstehung nicht durchkrystallisierter, dolomitischer Gesteine, wie solche z. B. in bedeutender Ver- breitung in der germanischen Trias vorkommen, muß bis jetzt immer noch als ungelöstes geologisches Problem betrachtet werden. Bei der Beschreibung triadischer Sedimente aus der Umgegend von Würzburg konnte ich mich schwer für die An- wendung einer der Theorien über die Entstehung der Dolomit- gesteine entschließen, und wenn ich die bekannte HÖöGBoMsche Theorie berücksichtigt habe (a. a. O., S. 21), so geschah dies deshalb, weil diese auf Naturbeobachtungen begründete Theorie die Anreicherung von Magnesia in klastischen Kalksedi- menten doch in mancher Hinsicht verständlich macht. Der Wert der Hö@BoMschen Theorie für das erwähnte Problem wird aber sofort bedeutend verringert, wenn die Annahme, daß die dolomitischen Gesteine der Anhydritgruppe und der Lettenkohle klastischer Natur sind, widerlegt ist. Bald nach Drucklegung der erwähnten Arbeit entschloß ich mich, die dolomitischen Gesteine der unterfränkischen Trias einer um- fassenderen Bearbeitung zu unterziehen, um namentlich auf Grund chemischer Analysen Einblick in ihre Zusammensetzung, wechselnden Magnesiagehalt und Verwitterungserscheinungen zu gewinnen. Während dieser Studien erschien nun die Arbeit von G. LINCK: Über die Entstehung der Dolomite (a. a. O.), welche einen wesentlichen, von neuen Gesichtspunkten aus- gehenden Beitrag zur Dolomitfrage bedeutet. Durch LincKk wird der Theorie, daß dolomitische Sedimente durch Aus- fällung aus dem Meerwasser entstanden seien, eine Bedeutung 17 — 25943 — beigelegt, die eine Stellungnahme derjenigen, die sich mit der Dolomitfrage beschäftigen, notwendig macht. Allerdings beschäftigt sich LINCK zunächst mit der Frage nach Ent- stehung des Minerals Dolomit, die hier nicht weiter dis- kutiert werden soll. Wie aber Gestein und Mineral Dolomit entstanden seien, dieses Problem basiert doch wieder auf der Grundfrage, wie kommt die Magnesia in den ausgefällten Kalk hinein? Für den Chemiker ist es eine bekannte Tat- sache, daß die Ausfällung des Magnesiums durch Ammon- carbonat vom chemischen Gleichgewichtszustand abhängig ist; daß also einerseits die Dissoziation der Magnesiumsalze durch Vermehrung der Säureionen, also z. B. durch Zusatz von Ammon- oder Natriumchlorid, zurückgedrängt und die Aus- fällung des Magnesiums so verhindert wird, daß aber anderer- seits die Dissoziation und Ausfällung der Magnesiumsalze be- fördert wird, wenn man eine Vermehrung der Hydroxylionen, etwa durch Zusatz von Ammoniak oder überschüssigem Ammon- carbonat, bedingt. Komplizierter werden die Verhältnisse, wenn sich noch Calciumsalz in der Lösung befindet. LINCK hat auch diese Komplikation vom Standpunkt des Massen- wirkungsgesetzes betrachtet und die Bedingungen ‚angedeutet, von welchen die Ausfällung des Magnesiums im Meerwasser abhängig ist. Aber eben dadurch ergibt sich die neue Frage: Ist es bei der chemischen Zusammensetzung des Meerwassers möglich, daß Magnesia als Carbonat in solchen Mengen zur Ausfällung kommt, daß dolomiti- sche Sedimente dadurch entstehen können? Diese Frage scheint mir jetzt in den Vordergrund zu treten, und ich glaubte, das Dolomitproblem zunächst einmal von dieser Seite anfassen zu müssen. Daß man bis jetzt der fällenden Wirkung des im Meerwasser entstehenden Ammoniaks ın Verbindung mit der Kohlensäure keine größere Bedeutung zuschrieb, mag wohl daran liegen, daß Ammoniak im Meer- wasser nur in sehr geringen ‘Mengen gefunden wird. Nach GEBBINGS beträgt der mittlere Ammoniakgehalt in den ver- schiedensten Tiefen und Breiten des Ozeans 0,05 mg pro |. Und dieser Gehalt des Meerwassers an Ammoniak scheint seit dem Palaeozoicum konstant geblieben zu sein. Es sprechen wenigstens dafür die Untersuchungen von WILHELM BILTZ und E. . MARKUS)). Bei der Verdunnung der aufgelösten Salzton- >) Van BiLrz und E. Markus: Über das Vorkommen von Ammoniak und Nitrat in den Kalisalzlagerstätten. Zeitschr. f. anorg. Chemie 62, 1909, S. 183. — Nachtrag von W. Bıurz. Zeitschr. f, anorg. Chemie 64. 1909, S. 215— 216. proben von dem Moltkeschacht in Schönebeck bis zur Kon- zentration des Meerwassers ergab sich 0,056 mg Ammoniak im Liter Flüssigkeit, eine Zahl, die zu den höchsten Werten für Ammoniak in den Kalisalzen gehört. Daß wir eine An- reicherung von Ammoniak in den Sedimenten vergangener geo- logischer Perioden schwerlich nachweisen können, hängt wohl damit zusammen, daß das beim Stoffwechsel und Verwesen von Organismen freiwerdende Ammoniak immer wieder in den Stickstoffkreislauf eingeschaltet wird, und so wie der Kohlen- säuregehalt der Luft auch der Stickstoffgehalt des Meeres in einem nur in geringen Grenzen schwankenden Gleichgewichts- zustand verharrt. Die Möglichkeit, daß Magnesia im freien Meere zur Ausfällung kommt, erscheint dadurch von vorn- herein als sehr gering, weil die Menge des Ammoncarbonats hier gegenüber dem die Dissoziation der Magnesiumsalze zurück- drängenden Kochsalz geradezu verschwindet. Die Entstehung dolomitischer Sedimente kann also nur unter gewissen, für die Ausfällung des Magnesiums günstigen Verhältnissen lokal vor sich gehen. Diese Verhältnisse hat die chemische Geologie von verschiedenen Gesichtspunkten aus zu ergründen versucht. Bei der Beurteilung der LincKschen Theorie scheint mir die Kardinalfrage die zu sein: Wo soll die große Menge von Ammonsalz herkommen, welche zur Ausfällung von Magnesium als Carbonat notwendig ist? Lokal kann sich Ammoniak in den jungen Sedimenten durch Verwesung anreichern. Dafür führt E. PhHıLippi!) als Beleg junge dolomitische Kalke von der Seine-Bank an, welche in einer Probe schon beim Erhitzen im Glühröhrchen eine nicht unerhebliche Menge von Ammoniak abgaben, wodurch ein ein- geschobenes Stück rotes Lackmuspapier stark blau gefärbt wurde. Wichtig für die Entscheidung der Frage wäre es auch, daß durch Analysen eine eventuelle Anreicherung von Ammoniak in den organismen- und faulschlammreichen Brackwässern fest- gestellt würde. Gerade in solchen Brackwässern scheinen günstige Bedingungen für die Ausfällung von dolomitischen Niederschlägen sich zu ergeben, und es könnte so durch Nachweis rezenter Vorkommnisse mit einem Schlag Licht in die Frage nach Entstehung der dolomitischen Steinmergel der Lettenkohle gebracht werden. Aber auch auf experimentellem Wege wird die Lösung des Problems befördert werden. Die Schwierigkeit liegt hier ) E. Pattippi: Über Dolomitbildung und chemische Abscheidung von Kalk im heutigen Meere. N. Jahrb. Min., Festband 1907. 17 — 256 — eben in der künstlichen Herstellung der in der Natur ge- gebenen Verhältnisse. Gerade die neuen LINCKschen Experi- mente müssen für die Zusammenstellung solcher Versuche sehr anregend erscheinen, und sie haben mich veranlaßt, die bei Zugabe verschieden konzentrierter Ammoncarbonatlösung zu Meerwasser verschiedener Konzentration und wechselnder Tem- peratur entstehenden Bodenkörper auf ihren Gehalt an Calcium und Magnesium zu untersuchen. Ich hoffe, die Versuche auch noch so weit ausdehnen zu können, daß ıch das künstliche Ammoncarbonat durch natürliche organische Faulflüssigkeiten ersetze und so den Gebrauch künstlicher Reagenzien gänzlich ausschließen kann. Ein in dieser Weise durchgeführter Vor- versuch lieferte, wie gezeigt werden wird, bereits ein günstiges Resultat. Zunächst experimentierte ich mit Meerwasser aus dem Adriatischen Meere (spez. Gew. 1,0290) und einer Lösung von 1,75 g Ammoncarbonat in 1 Liter Wasser. Der Versuch schließt sich an den von LInck (a. a. ©. Über die Entstehung der Dolomite) angegebenen an. Nur sind meine Lösungen etwa 10 fach verdünnt. I. Versuch. 150 ccm Meerwasser wurden mit 150 ccm der angebenen Ammoncarbonatlösung versetzt. Über Nacht entstand ein Niederschlag, der nach etwa vier Wochen abfiltriert wurde. Es wurde bestimmt die Summe der Oxyde Ca0 + MsO mit Spuren von Eisen: 0,0725 g, und dann einzeln Ca0: 0,0718 — 0,1268 g CaCO, — 98,38 Proz. CaCO, Mg&0: 0,001 g = 0,0021 gMgeCO, —= 1,62 Proz. MgCO, Sodann ging ich zu konzentrierteren Ammonctarbonat- lösungen über, wie sie LINCK verwendete. Es befindet sich hier ein Molekül ( = 1,75 g) Ammoncarbonat in- 100 ccm Wasser oder 17,5 g Ammoncarbonat in 1 Liter Wasser. II. Versuch. 500 ccm Meerwasser wurden auf 200 ccm eingedampft, wobei noch keine Salzausscheidung stattfindet. Von diesen 200 ccm konzentrierten Meerwassers wurden 100 ccm mit 100 ccm der obigen 1,75 proz. Ammoncarbonatlösung versetzt. Der sofort entstehende Niederschlag krystallisierte im Laufe von vierzehn Tagen um und wurde dann abfiltriert. Das Filtrat war kalkfrei. | Summe der Oxyde CaO + MgO mit Spuren von Eisen: 0,155 g | | 0600155 © = 0,2732 2 CaCO, = 97,61 Proz? C4C0; Mg0: 0,0032 g 0,0067 gMgCO, = 2,39 Proz. MgCO; Der Versuch zeigt, daß trotz der Anwendung von hoch- prozentischer Ammonsalzlösung, wie sie in der Natur kaum zu erwarten ist, und trotz der Konzentration des Meerwassers bei einer mittleren Temperatur von 20° Celsius ein relativ geringer Prozentsatz von MgCO, in den Bodenkörper hineinging. | III. Versuch. 500 ccm Meerwasser wurden bis zur beginnenden Gips- ausscheidung konzentriert und bei 30° Celsius mit 100 cem 1,75 proz. Ammoncarbonatlösung versetzt. Das Filtrat enthält noch Kalk! Summe der Oxyde CaO + MgO mit Spuren von Eisen: 0,303 2. Ca0: 0,294 g = 0,5248 g CaCO, —= 96,84 Proz. CaCO; Me0: 0,0088 = 0,0171 g MgC0, =. 3,16 Proz. MS00, Der Versuch zeigt, daß trotz der Anwendung extremer Verhältnisse der Konzentration und Temperatur, wie sie in der Natur noch vorkommen können, die Aufnahme von Mg00, in den Bodenkörper sich nicht wesentlich erhöhte. IV. Versuch. Erst als ich die Temperatur von 30° Celsius auf die . Temperatur des siedenden Wasserbades erhöhte und zudem eine ursprünglich von 300 cem auf 100 ccm konzentrierte Meerwassermenge nach Zusatz von 100 ccm 1,75 proz. Ammon- carbonatlösung wieder bis auf 100 ccm konzentrierte, erhielt ich einen Bodenkörper von hohem Gehalt an Magnesiumcar- bonat. Solche Verhältnisse sind natürlich bei Entstehung von Schichtgesteinen ausgeschlossen. Summe der Oxyde CaO + MgO mit Spuren von Eisen: 0,243 g. a0: 0,184 5 — 0,5284g CaCO, — 72,82 Proz. CaCO, Mg0: 0,0586 g = 0,1226gMgCO, = 27,18 Proz. MgCO, V.’ Versuch. Setzt man die Konzentration des Meerwassers fort, bis ungefähr die Hauptmasse des Gipses ausgefallen ist, und fällt ae dann die vom Gipsniederschlag befreite Flüssigkeit mit 1,75 proz. Ammoncarbonatlösung, so erhält man einen Niederschlag, der zum größten Teil aus dem von mir für die künstliche Darstellung von Ooiden verwendeten Ammoniummagnesiumcarbonat besteht. Man kann auf diese Weise auch aus Meerwasser Ooide aus- fällen. Der Versuch zeigt, daß nach Ausscheidung des Cal- ciums und durch die große Konzentration der Magnesiumsalze schließlich Magnesium in großer Menge zur Ausfällung kommt. Die Verbindung zersetzt sich freilich im Laufe der Zeit wieder. Aber bei dieser Zersetzung bleibt MgCO, zurück. Ob auch in der Natur unter ähnlichen Verhältnissen, nämlich bei der Bildung von Gips- und Salzlagern, Magnesium als Carbonat zur Ausfällung kommt, und sich so das Vorkommen dolomitischer Mergel in Begleitung der Salzlager erklären läßt, darüber können natürlich auch nur wieder in der Natur angestellte Beobachtungen Entscheidung bringen. VI. Versuch. Es erübrigt noch, den Vorversuch über die fällende. Wir- kung von tierischen Faulflüssigkeiten auf die Magnesiasalze des Meerwassers anzuführen. Es wurden zu diesem Zwecke ab- getötete, sorgfältig mit destilliertem Wasser gewaschene Schnecken und Muscheln mit destilliertem Wasser übergossen, so daß sie gerade bedeckt waren, und etwa drei Monate der Fäulnis überlassen. Alsdann wurde die Faulflüssigkeit abfiltriert und 100 ccm derselben mit 100 ccm konzentrierten Meerwassers (200 ccm auf 100 ccm) versetzt, so daß die ursprüngliche Konzentration wieder hergestellt war. Schon nach kurzer Zeit entstand eine wolkige Trübung, und über Nacht bedeckte den Boden des Gefäßes ein weißer Niederschlag. Summe der Oxyde CaO — MgO —- Verunreinigungen: - 0,047 8. Ca0: 0,043 & = 0,0767 g CaCO, —= 94,45 Proz. Ca00O; MgO: 0,0021g = 0,0045 gMgC0, = 5,55 Proz. MgCO, Der Magnesiagehalt dieses Niederschlages ist relativ höher als der Magnesiagehalt der unter ähnlichen Verhältnissen mit Ammoncarbonat erhaltenen Niederschläge. Weitere Versuche werden beweisen, ob hier eine Gesetzmäßigkeit vorliegt. Eine Zusammenfassung der durch die angestellten Ver- suche gewonnenen Resultate zeigt, daß durch einfache Aus- fällung von Magnesium im Meerwasser auch unter den extremsten er 259 en Verhältnissen nur wenig Magnesium in den Bodenkörper hin- eingeht. Die Entstehung dolomitischer Mergel mit geringem Prozentgehalt an Magnesium mag wohl in dieser Weise vor sich gegangen sein. Die Entstehung der eigentlichen Dolomite wird man aber nach wie vor als einen mit der Diagnese zusammenhängenden Vorgang betrachten müssen. Hier hat C. KLEMENT') einen wertvollen Beitrag geliefert. KLEMENT hat nämlich gezeigt, daß konzentrierte Lösungen von MgSO, bei Anwesenheit von konzentriertem NaCl auf Aragonit so einwirken, daß bei steigender Temperatur ein Umsatz nach der Gleichung: CaCO, + MgS0O, = MgC0O,— CaS0O, stattfindet. Die Umsatzfähigkeit des Aragonits in der angegebenen Weise ist eine auffällige Eigenschaft dieser Modifikation des Calcium- carbonates. Auf ihr beruhen ja auch die bekannten MEIGEN- schen Reaktionen. KLEMENT behauptet nun, daß die für den Umsatz notwendigen Bedingungen auch in der Natur gegeben seien, nämlich immer da, wo sich das Meerwasser ın ab- geschlossenen Meeresbecken konzentriert und durch Sonnen- bestrahlung stark erhitzt. Doch dürfen wohl die hohen Boden- temperaturen von 75 bis 84,6° Celsius, wie sie PECHUEL-LOESCHE in tropischen Breiten gemessen hat, doch nicht so ohne weiteres auf das Meerwasser übertragen werden, wie daß KLEMENT tut. Als höchste Meerestemperaturen sind 35° Celsius aus dem Roten Meere und dem Persischen Meerbusen bekannt, und diese Temperaturen werden wohl auch bei starker Konzentration des Meerwassers nicht auf 75° Celsius hinaufschnellen. Die KLEMENTsche Theorie muß sich also, um für die Entstehung der Dolomite Wert zu behalten, von dem Einfluß der hohen Tempe- raturen auf den Umsatz des Aragonits unabhängig machen. Ich glaube, daß dies auch möglich ist; denn die Höhe des Umsatzes ist außer von der Temperatur auch abhängig von der Dauer des Versuches. Es scheint, daß auch hier, wie bei so vielen geologischen Erscheinungen, innerhalb gewaltiger Zeit- räume ein chemischer Vorgang sich abspielt, den wir in den uns zur Verfügung stehenden kurzen Zeiträumen experimentell nur bei Anwendung hoher Temperaturen nachahmen können. Ich glaube nicht, daß man heute schon die Dolomitfrage in ihrem ganzen Umfang als spruchreif betrachten darf. Aber die für die Ausfällung von Magnesium aus dem Meerwasser günstigen Bedingungen scheinen doch einer allmählichen Klärung entgegenzugehen. 1) ©. Ktement: Über die Bildung des Dolomits. TSCHERMAKS Mitteil., N. Folge, Band XIV, Wien 1895. — 2 Diese wären: 1. Konzentration des Ammoniaks, welches in Ver- bindung mit Kohlensäure als Fällungsmittel dient. 2. Konzentration der Magnesiumsalze des Meerwassers. 3. Verringerung des Kochsalzgehaltes des Meerwassers. 4. Erhöhung der Temperatur. Diese Verhältnisse können lokal in abgeschlossenen Meeres- becken, Brackwässern usw. entstehen, sie können aber auch erst im Sediment selbst bei der Diagenese sich ergeben. Und gerade hier eröffnet sich ein Feld für wissenschaftliche Arbeit, deren Resultate zur. Entscheidung der besprochenen Probleme unentbehrlich sind. 25. Salzquellen und Salzmoore in der Asse Ä {q und am Heeseberge. (Vorläufige Mitteilung.) Von Herrn E. HoEHNE. Berlin, den 10. April 1910. In der April-Sitzung unserer Gesellschaft wurde von Herrn Dr. HARBORT das interessante Gebiet der hannöverschen Salzhorste besprochen, jene eigenartigen Aufpressungserschei- nungen, die für die Kaliindustrie von großer Bedeutung sind. Dies gibt mir Veranlassung, schon jetzt auf Erscheinungen hinzuweisen, die vielleicht geeignet sind, im Verein mit den Lagerungsverhältnissen Schlüsse zuzulassen auf das Vorhanden- sein bzw. den Verlauf von Zechsteinaufpressungen. In der südöstlich Wolfenbüttel gelegenen Asse, die sich mit ihrem Ausläufer, dem Heeseberge, bis Jerxheim erstreckt und die Fortsetzung des Staßfurt-Egelner Rogensteinsattels bildet, fallen besonders die vielen dort zutage tretenden Salz- quellen auf, die, in der Achse emporsteigend, zum großen Teil auf tektonische Ursachen zurückzuführen sind. Neben diesen sind dort überhaupt die alluvialen Verhältnisse interessant, die in mannigfacher Weise Anhaltspunkte ergeben bezüglich des Zutagetretens von Zechstein, bzw. Schlüsse zulassen, daß Zechsteinsalze in geringer Teufe zu erwarten sind. u In erster Linie sind es Moorbildungen, die größtenteils als typische Salzmoore!) bezeichnet werden können. Der- artige Salzmoore finden sich in der Gegend zwischen Berklingen und Ührde sowie in der Barnstorfer Senke, d. h. zwischen Ührde und Barnstorf, jener Gegend, die vielfach von unter- oligocänen, glaukonitreichen Sanden bedeckt wird. Ein zweites, typisches Salzmoorgebiet findet sich bei Jerxheim zwischen dem Sültenberge und der Molochshöhe am Ausläufer des Heeseberges. Für diese Salzmoore, auf denen viele charakteristische Salzpflanzen vorkommen, und die auch besonders durch das lebhaft grün- bis gelbgrüngefärbte Gras auffallen, sind Salz- ausblühungen wesentlich, die so stark sind, daß an einzelnen Stellen der Moorboden mehr oder weniger grau bis schmutzig- weiß erscheint und mit bloßem Auge sehr gut die Aus- krystallisation von Salz, bisweilen in größerem Umfange, erkennen läßt. Da nun an manchen Stellen auch Salzquellen in der Nähe auftreten, z. B. bei Ührde und Barnstorf, so liegt die Vermutung nahe, daß von diesen Quellen aus der Boden mit Salz durchtränkt und gesättigt wurde. Inwieweit dies nun bei den Mooren zutrifft, kann ich zurzeit noch nicht ent- scheiden, da ich meine Untersuchungen noch nicht beendet habe. Ich behalte mir jedoch vor, nach Abschluß der Unter- suchungen diese Bildungen sowie ihren Zusammenhang genauer zu behandeln. Jedenfalls können derartige Salzmoorbildungen im Alluvium immerhin einen Fingerzeig für Aufsuchung und Ver- folgung nahe unter der Oberfläche befindlichen Zechsteins auch in Gegenden geben, wo bisher Zechstein noch nicht erbohrt ist. Vielleicht können sie auf diese Weise durch ihr Auftreten auch mit zur Lösung der Frage beitragen, wieweit die hannöver- schen Zechsteinhorste verbreitet sind, und ob sie tatsächlich auf bestimmten Aufpressungslinien angeordnet sind, oder ob sie eher regellos verteilte Aufpressungshorste darstellen. !) Eine nähere Definition dieses neuen Begriffes „Salz- moore‘“ werde ich später bringen. Neueingänge der Bibliothek. BerGT, W.: Über Anorthosit im Granulitgebiet des Plansker Gebietes in Südböhmen. S.-A. aus: Monatsber. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 61, Nr. 2. Berlin 1909. Pyroxengranulit im Plansker Gebirge in Südböhmen. S.-A. aus: Monatsber. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 60, Nr. 12. Berlin 1908. Neue Vorkommnisse von Pyroxengranulit und über dessen allge- meine Verbreitung. S.-A. aus: Monatsber. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 60, Nr. 8/10. Berlin 1908. i Magnetische Untersuchungen. Pyroxengranulit und Pyroxenquarz- porphyr. S.-A. aus: Monatsber. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 61, Nr. 4. Berlin 1909. Zur Geologie der colombianischen Mittelkordillere. S.-A. aus: Zentralbl. Min., Nr. 23, 1907. Stuttgart 1907. Comptes Rendus der 1. internationalen agrogeologischen Konferenz zu Budapest 1909. DELKESKAMP, R.: Die Bedeutung der Konzentrationsprozesse für die Lagerstättenlehre und die Lithogenesis. S.-A. aus: Zeitschr. f. prakt. Geologie XII, 1904, H.9. Berlin 1909. Vadose und juvenile Kohlensäure. S-A. aus: Zeitschr. f. prakt. Geologie XIV, 1906, H. 2. Berlin 1906. Das Kupfererzvorkommen zu Riparbella (Cecina) in der Toscana. S.-A. aus: Zeitschr. f. prakt. Geologie XV, 1907, H. 12. Berlin 1907. Fortschritte auf dem Gebiete der Erforschung der Mineralquellen. S.-A. aus: Zeitschr. f. prakt. Geologie XVI, 1908, H.10. Berlin 1908. Kristallisierter Schwerspat mit großer Menge eingeschlossenen Quarzsandes. S.-A. aus: Zeitschr. Min., 2. Jahrg., 1908, Nr. 12. Stuttgart 1908. Zersetzungsvorgänge in basischen Eruptivgesteinen der Toskana. S.-A. aus: Zeitschr. Min., 2. Jahrg., 1908, Nr. 13. Stuttgart 1908. Ein mineralogisch- kristallographısch - petrographisches Universal- mikroskop. S.-A. aus: Zeitschr. Min., 2. Jahrg., 1908, Nr. 23. Stuttgart 1908. Die alttertiären Ablagerungen an der Westküste des Tertiärmeeres im Mainzer Becken. S.-A. aus: Zeitschr. Min., 3. Jahrg., 1909, Nr. 1/2. Stuttgart 1909. Die Ursache der vulkanischen Erscheinungen. S.-A. aus: Zeitschr. Min., 2. Jahrg., 1908, Nr. 15/16. Stuttgart 1908. Juvenile und vadose Quellen. $.-A. aus: Balneoloe Zeitung, Nr. XVI, 1905. Berlin 1905. Beiträge zur Kenntnis von der Bildung der natürlichen Mineral- quellen: I. Übersicht über das Gesamtgebiet. — Il. Entstehung der natürlichen Kohlensäure. — Ill. Die Bildung der Mineralquellen des unteren Nahetales. S.-A. aus: Balneolog. Zeitung, Nr. XIX u. XX, 1908. Stuttgart 1908. Die Herkunft der natürlichen Kohlensäure. S.-A. aus: Zeitschr. f. d. gesamte Kohlensäure-Industrie, Nr. 18, 19, 20 u. 21, 1906. Berlin 1907. — 1263 DELKESKAMP, R.: Die Entstehung der Mineralquellen. S.-A. aus: Zeitschr. f. d. gesamte Kohlensäure-Industrie XIV, Nr. 14 u. 15, 1908. Berlin 1908. . — Die Ursache des Aufsteigens der Mineralquellen, vor allem der kohlensäureführenden Quellen. S.-A. aus: Zeitschr. f. d. ge- samte Kohlensäure-Industrie XV, Nr. 7—12, 1909. Berlin 1909. — Die Entstehung der sulfatfreien Mineralquellen. SEA Saus: „Kali“ II, 1908, H. 16 u. 17. Halle 1908. — Die Herkunft des. Salzgehaltes der natürlichen Mineralquellen. S.-A. aus: „Kali“ II, 1908, H. 24. Halle 1908. — Uber die Herkunft des Salzgehaltes der Kochsalzquellen und die Beziehungen desselben zu den Salzlagerstätten. S.-A. aus: „Kali“ III, 1909, H.2 u.3. Halle 1909. — Die Sudsaline zu Volterra (Toscana). S-Araus2 „Kali“ IE: 1909, H.13. Halle 1909. — Das Braunkohlenvorkommen am Südabhang des Taunus und im unteren Maintale. S.-A. aus: „Braunkohle“ VII, 1908. Halle 1908. — Über einige Vorkommen von Barytsandstein, ihre Entstehung und Verwertung. S.-A. aus: „Der Steinbruch.“ Berlin. — Die Quarzgänge des Odenwaldes. Vorkommen, Verwertung, Ent- stehung. S.-A. aus: „Der Steinbruch.“ Berlin. — Über Kristalle von Kalkspat, Schwerspat und Gips mit ‚großer Menge eingeschlossenen Quarzsandes. S.-A. aus: „Aus der Natur.“ Leipzig. “ — Die Beziehungen der Mineralquellen zum Grundwasser. S.-A. aus: Zeitschr. f. d. ges. Wasserwirtschaft, H. 3, 1909. — Die Emser Thermen und ihre Neufassung. Internationale Mineral- quellen-Zeitung VIII, Nr. 159. 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Oolithisch-glaukonitischer Kalk aus dem unteren Hauptmuschelkalk von Kronach. a) Partiell mit Kieselsäure infiltrierte Ooide. b) Total infiltrierte Ooide. c) Nichtinfiltrierte Ooide. Die mikrophotographischen Aufnahmen wurden im Zoologischen Institut der Universität Würzburg gemacht. Ich erlaube mir, an dieser Stelle Herrn Privatdozenten Dr. Borıs ZARNIK für seine entgegenkommende Unterstützung bei der Aufnahme der Bilder meinen herzlichsten Dank auszusprechen. Zu Seite 250, Monatsber. d. Deutsch. Geol. Ges. Lichtdruck von A. Frisch, Berlin W 35 Monatsberiechte Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr. 4. EA To. Protokolle der Sitzungen der aufserordentlichen Hauptversammlung der Deutschen Geologischen Gesellschaft am 22. März 1910 in der Aula der Kgl. Bergakademie zu Berlin. I. Protokoll der geschäftlichen Sitzung am 22. März 1910 vormittags. Vorsitzender: Herr RAUFF. Beginn der Sitzung um 10!/, Uhr vormittags. Der Vorsitzende begrüßt nach Eröffnung der Sitzung die Teilnehmer und dankt den Herren Geh. Bergrat BORNHARD und Geh. Bergrat Prof. Dr. BzYSCHLAG für das Entgegen- kommen, das sie der Gesellschaft durch die Überlassung der Räume für die außerordentliche Versammlung bewiesen haben. Der Vorsitzende bespricht sodann die Entwickelung der Deutschen Geologischen Gesellschaft in den letzten Jahren und weist auf Bestrebungen hin, die der Vorstand schon lange geplant hat, zu deren Verwirklichung aber jetzt durch die Gründung der „Geologischen Vereinigung“ Stellung genommen werden muß. Über die Vorschläge des Vorstandes und Bei- Herr GRÄSSNER beantragt: die Generaldiskussion ganz allgemein zu fassen und zunächst zu prüfen, ob Mängel in ider;, 0 "en Ber a - Be . - rates wird sodann vom Vorsitzenden die Generaldiskussiom- eröffnet. ES Deutschen Geologischen Gesellschaft in Erscheinung getreten’) sind, und ob eine Modernisierung der Gesellschaft erforderlich oder wünschenswert ist. Ein dahingehender Antrag wird von den Herren JAEKEL und BEYSCHLAG unterstützt; es erhebt sich kein Widerspruch. 18 a — Die Diskussion eröffnet Herr JAEKEL. Er hält es für eine Pflicht der Gesellschaft, einerseits zu wichtigen Naturereignissen autoritativ in der Öffentlichkeit Stellung zu nehmen, andererseits durch referierende Besprechung wichtiger Themata in den Ver- sammlungen die bisherige Tätigkeit der Gesellschaft zu erweitern. Herr GRÄSSNER hält eine Ausgestaltung der Gesellschaft in populärer Richtung für wünschenswert und schlägt vor, die Gesellschaft dadurch zu modernisieren, daß nicht nur Fach- geologen, sondern auch andere Mitglieder in den Vorstand gewählt werden. Er bittet, für eine sorgfältigere Auswahl der Vorträge in den Sitzungen Sorge zu tragen, Führungen durch die Museen zu veranstalten und ähnlichen popularisierenden Aufgaben näherzutreten. Herr BEYSCHLAG widerspricht dem Vorredner und spricht die Auffassung aus, daß die Gesellschaft ihre gesunde Weiter- entwickelung nicht in einer zu großen Popularisierung suchen darf. Er tritt dagegen für die Schaffung von zusammen- fassenden Literaturberichten ein. | Herr UHLIG teilt seine günstigen Erfahrungen mit, die er in Wien mit den von den Vorrednern vorgeschlagenen Modernisierungen gemacht hat. Herr WAHNSCHAFFE weist auf die große Gefahr hin, welche der’ Gesellschaft durch zu große Popularisierung er- wachsen würde. Die Deutsche Geologische Gesellschaft ist eine wissenschaftliche Gesellschaft und hat in erster Linie den Zweck, die Wissenschaft zu fördern. Sie muß daher eine weitgehende Popularisierung anderen Ver- einen überlassen. Zur Diskussion sprechen weiter die Herren JAEKEL (über Einschiebung einer zweiten Monatssitzung, Fachsitzungen zur Entlastung der allgemeinen Sitzungen in den Wintermonaten und Veranstaltung von populären Vorträgen in den allgemeinen Sitzungen), WAHNSCHAFFE (widerspricht entschieden allen weitgehenden Popularisierungsbestrebungen), KRUSCH (tritt für Literaturberichte und Vermehrung der Exkursionen ein), STEIN- MANN (empfiehlt die Annahme des vom Vorstande gemachten Vor- schlages bezüglich einer Zusammenarbeit mit der Geologischen Vereinigung), GRÄSSNER (tritt nochmals für die Modernisierung ein, da die Gesellschaft durch Neugründungen auf die Dauer Schaden erleide), DREVERMANN (über die Ziele der Geologischen Vereinigung im Gegensatze zu den geologischen Lokalvereinen), SCHMIDT-Basel (empfiehlt die Herausgabe von Literaturberichten über die Geologie von Deutschland entsprechend den schweize- rischen) und SCHEIBE (beantragt Schluß der Debatte). a Herr BEYSCHLAG beantragt, über ‘die Frage abzustimmen: „Ist eine Umbildung oder Ergänzung der Tätig- keit der Deutschen Geologischen Gesellschaft in Sonder- heit hinsichtlich ihrer Veröffentlichungen wünschens- wert?“ Die Versammlung erklärt sich einstimmig für eine Um- bildung. Darauf bringt der Vorsitzende den Antrag I des Vorstandes und Beirates zur Abstimmung. Dieser Antrag lautet: „a) Die Deutsche Geologische Gesellschaft gibt Für sich allein oder in Verbindung mit Andern von Jetzt ab regelmäßig erscheinende Literaturberichte heraus, und zwar hauptsächlich in Form zusammen- Jassender, in sich geschlossener Aufsätze, die über wichtige neue Ergebnisse geologischer Forschung unter- richten sollen. b) Die Gesellschaft liefert ihren Mitgliedern die Berichte zu einem möglichst niedrigen (Vorzugs-) Preise. c) Der Vorstand wird mit der Ausführung der Beschlüsse a und b beauftragt.“ Der Antrag wird ohne Debatte angenommen. Der Vorsitzende tritt darauf für ein Zusammengehen mit der Geologischen Vereinigung zur Herausgabe von Literatur- berichten ein und verliest den von den beiderseitigen Vor- ständen getroffenen Vereinbarungsentwurf. In der Diskussion hierüber sprechen die Herren JoH. BÖHM, BEYSCHLAG, STEIN- MANN, KRUSCH und BRUHNS. Die Herren BEYSCHLAG und STEINMANN treten dafür ein, daß die gemeinsame Arbeit der beiden Gesellschaften zunächst nur für eine kürzere Reihe von Jahren getroffen wird. Herr STEINMANN schlägt vor, eine Abmachung vorläufig auf drei Jahre zu treffen, und hält eine dauernde Festlegung der Geologischen Vereinigung, nach der ihr nicht gestattet ist, ähnliche Vereinbarungen auch mit anderen Gesellschaften zu treffen, für untunlich. Herr BEyYSCıLAG beantragt darauf, in die Vereinbarung mit der Geologischen Vereinigung folgenden Passus aufzunehmen: „Die Geologische Vereinigung verpflichtet sich, während der ersten drei Jahre der Ver- tragschließung ohne Zustimmung der Deutschen 137 — A — Geologischen "Gesellschaft keinerlei weitere ähnliche oder gleiche Abmachungen mit anderen Vereinigungen oder Personen zu treffen.“ Der Antrag wird angenommen. Auf Vorschlag des Herrn GRÄSSNER wird die Wahl des Titels für die zusammenfassenden Literaturberichte dem Vor- stande beider Vereine überlassen. Der Vorsitzende stellt hierauf den zweiten Antrag des Vorstandes in der Form, wie er durch die Beschlüsse des Vor- standes und der Beiratssitzung vom 21. März d. J. abgeändert wurde, zur Diskussion. Der Antrag lautet: „Die Gesellschaft wolle beschließen, daß in der wissenschaftlichen Sitzungen, die nach Bedürfnis zu vermehren sind, zusammenfassende Vorträge über wichtige Vorgänge und Veröfjentlichungen gehalten, und daß diese Vorträge sowie entsprechende Aufsätze auf Grund von $ 18 der Satzungen in Schriften der Gesellschaft veröjientlicht werden können.“ In der Diskussion spricht Herr SCHEIBE den Wunsch aus, daß die Bedeutung der Worte „wichtige Vorgänge und Ver- öffentlichungen“ nicht zu eng gefaßt werde. An der Diskussion beteiligen sich ferner die Herren JAEKEL, BRUHNS, DREVERMANN, SCHEIBE, GRÄSSNER und der Vorsitzende. ; Der Antrag wird angenommen. Darauf übermittelt der Vorsitzende eine Einladung von Herrn TorNqQuisT (z. Z. in Torbole) zur Teilnahme an der Geologischen Sektion der Versammlung Deutscher Naturforscher und Ärzte, die im September in Königsberg stattfinden wird. Für die wissenschaftliche Sitzung am Nachmittage wird auf Vorschlag des Vorsitzenden Herr UHLIG zum Präsidenten gewählt. Zu Schriftführern der wissenschaftlichen Sitzung werden die Herren AHLBURG, RIMANN und SCHOLZ ernannt. Die Gewählten nehmen die Wahl an. Darauf wurde um 1 Uhr die Sitzung geschlossen. V. We: 0. BLANCKENHORN. STREMME. RAUFF. BÄRTLING. ee II. Protokoll der wissenschaftlichen Sitzung am 22. März. Vorsitzender: Herr UHLIG. Beginn der Sitzung 5 Uhr 20 Min. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und macht die Mit- teilung, daß die Gesellschaft seit der letzten Hauptversamm- lung in Hamburg drei Mitglieder durch den Tod verloren hat. Es sind verstorben: Oberlandgerichtsdirektor a. D. BoDE in Braunschweig, Professor Dr. KONSTANTIN COUNCLER in Hannöv.-Münden und Prof. Dr. LEONHARD ZECH in Halberstadt. Die Anwesenden erheben sich zu Ehren der Verstorbenen von den Sitzen. Sodann macht der Vorsitzende Mitteilung, daß der Gesell- schaft folgende Herren als Mitglieder beizutreten wünschen: Herr cand. geol. FRANZ KLINGHARDT, Frankfurt a. M., Finkenhof-Str. 44, vorgeschlagen von den Herren P. GROSCH, W. SORGEL, E. WEPFER. Herr stud. geol. HERBERT SımoNS, Düsseldorf, König-Str. 6, vorgeschlagen von den Herren P. GROSCH, W. SORGEL, S. VON BUBNOFF. | Herr Dr. R. VAN DER LEEDEN, Assistent am Minera- logisch-Petrographischen Institut, Berlin N 4, Inva- lidenstr. 43, vorgeschlagen von den Herren BRANCA, BELOWSKY, STREMME. Herr Privatdozent Dr. HAUSER, Technische Hochschule in Charlottenburg, vorgeschlagen von den Herren ZIMMERMANN, SIEGERT, FINCKH. Das Geologische Institut der Universität Breslau, vor- geschlagen von den Herren FRECH, WYSOGORSKI und RAUFF. | Herr Dr. HERMANN FISCHER, Würzburg, Sieboldstr. 13, vorgeschlagen von den Herren BÄRTLING, RAUFF, EBERDT. Herr cand. geol. WALTER BUCHER, Heidelberg, Geo]. Institut der Universität, Herr cand. geol. RUDOLF EWALD, ebenda, Herr cand. geol. Frırz HEIM, ebenda, Lehramtspraktikant FRIEDRICH RÖHRER, Schwetzingen, Bismarck-Str. 11, eo Herr ADOLEF WURM, Assistent am Geologischen Institut der Universität Heidelberg, Herr cand. geol. JoAN Dit, Heidelberg, Geologisches Institut der Universität, sämtlich vorgeschlagen von den Herren SALOMON, BOTZONG und SPITZ. Darauf erteilt der Vorsitzende Herrn STEINMANN das Wort zu seinem Vortrage: „Über Regionalmetamorphose‘“. In der Diskussion spricht Herr HENKE, Herr C. SCHMIDT- Basel und der Vortragende. Herr O. JAEKEL sprach sodann über die Fußstellung und Lebensweise der großen Dinosaurier. (Mit 3 Figuren im Text.) Der Abguß des riesigen Diplodocus, den W. J. HOLLAND im Auftrage CARNEGIEs europäischen Museen als fürstliches Geschenk überbrachte, hat die Frage, wie jene größten aller Landtiere, die ausgestorbenen Dinosaurier, der Trias-, Jura- und Kreideperiode lebten und aussahen, aufs neue ins Rollen gebracht. Zu den Stimmen der Amerikaner, die seinen Rumpf hoch auf senkrechten Beinen aufgerichtet hatten, gesellte sich O. ABEL, der auch anatomisch näher begründen zu können glaubte, daß Diplodocus ein Zehengänger gewesen sein müsse, d.h. beim Gange gewöhnlich nur mit den Spitzen seiner Zehen den Boden berührt habe, in ähnlicher Weise wie dies etwa bei dem Elefanten der Fall ist. Der Berliner Abguß veranlaßte den Kustos am dortigen Zoologischen Museum, Prof. GUSTAV TORNIER, seine Erfahrung über Fuß- und Gelenkbildung auch auf den grandiosen Ver- treter fossiler Landwirbeltiere zu übertragen und das Ergebnis dieser Studien in einem Aufsatz zu veröffentlichen. Der Ver- fasser kam darin zu dem Ergebnis, daß die bisherige Auf- stellung des Diplodocus insofern falsch sein müsse, als seine Beine — nur um eine Normalstellung kann es sich bei einer solchen Rekonstruktion handeln — gestreckt aufgerichtet wurden, seine Füße digitigrad oder sogar unguligrad und im ganzen Habitus elefantenartig erschienen. Demgegenüber lehrte TORNIER, daß das Beinskelett durchaus reptilartig, die Form und Stellung- der Beine etwa eidechsenartig war. Diese Be- richtigung hatte nun ihre Konsequenzen für die Gesamtform des Diplodocus, der danach im Rumpf niedergedrückt, eben eidechsenartig war und seinen übermäßig langen Hals in S-förmiger Krümmung erhoben trug. Auch in der Beurteilung une der Gebißform und der Ernährungsweise konnte TORNIER die bisherige Auffassung nicht bestätigen, die in diesen Formen Pflanzenfresser erblickte. Er zeigte erstens, was uns schon immer bedenklich erschien, daß ein Tier von diesen Dimensionen seinen Riesenkörper schwerlich durch den winzigen Kopf mit Pflanzenstoffen ernähren konnte, und machte das eigenartige Gebiß als rechenförmigen Fangapparat für kleine Wassertiere verständlich. Eine klare, wenn auch nicht gerade gefällige neue Rekonstruktion des Skelettes brachte diese Auffassungen zum deutlichen Ausdruck. Diese Berichtigung erregte zunächst da, wo die riesigen Abgüsse eben montiert waren und stolze Bewunderung erregt hatten, großes Unbehagen und zeitigte in Paris Kritiken, die an unfreiwilliger Komik allerdings Erstaunliches leisteten. In der Hitze des Gefechtes hatte man hier z. B. für „Hals“ „Schwanz“ gelesen und machte sich darüber lustig, daß der Diplodocus seinen Schwanz in $-Form erhoben getragen haben sollte. Wenn die Bemerkungen, die ein dortiger Paläontologe zu dieser Sache veröffentlichen ließ, nicht in einer Zeitung, sondern in einem wissenschaftlichen Organ erschienen wären, würden sie nach vielen Richtungen zu einer scharfen Gegen- kritik berechtigten Anlaß geboten haben. Ich war zunächst auf etwas sonderbare Art mit diesen Fragen in engere Fühlung gekommen, indem ich meinem Freunde W. J. HOLLAND zum Andenken an seinen Berliner Aufenthalt ein Scherzbild einer Gruppe von Diplodocus malen wollte. Bei der Rekonstruktion der Tiere in verschiedenen bewegten Stellungen erkannte ich die Unmöglichkeit, daß seine Beine wie die der Elefanten gestellt sein konnten, und nahm ent- sprechende Änderungen meines Bildes vor, die dem Tiere seinen Reptilhabitus zurückgeben sollten, den es in der bis- herigen Rekonstruktion nahezu gänzlich verloren hatte. Der neue Fund eines ausgezeichnet erhaltenen Dinosauriers, den ich in der obersten Trias von Halberstadt im letzten Herbst machte, gibt mir nun die Möglichkeit, die jetzt so lebhaft diskutierte Frage über die Fußform und Beinstellung der Dino- saurier aus dem Fußskelett des neuen Dinosauriers zu beur- teilen. Die ganze hintere Hälfte des letzteren habe ich selbst mit allen Skeletteilen aus ihrer natürlichen Lage im Gestein herauspräpariert. Das ganze Skelett des rechten Hinterfußes ist vollständig erhalten und bildet damit den wichtigsten Fund dieser Art von älteren Dinosauriern. Seine Bedeutung erhöht sich aber insofern noch sehr wesentlich, als seine Fußform bis in auffallende Einzelheiten der Tarsalia mit denen der jüngeren — 1 2M2. — Riesenformen übereinstimmt und daher auch geeignet ist, deren Kenntnis in wichtigen Punkten zu ergänzen. Fine solche kritische Ergänzung ist auch, wie wir sehen werden, gegen- über der Besprechung von G. TORNIER notwendig, da in dieser wichtige Verhältnisse des Tarsus verkannt wurden. TORNIER hat in einer soeben erschienenen Schrift über die Fußform von Diplodocus‘!) noch einmal als Ergänzung seiner ersten diesbezüglichen Schrift die Gründe eingehend er- örtert, weshalb Diplodocus keinen unguligraden Gang gehabt haben konnte. Zunächst widerlegt er die Gründe, die ÖTH. ABEL für eine digitigrade, elefantenartige Fußstellung der Sauropoden betont hatte, und erläutert dann an schematischen Figuren den prinzipiellen Unterschied in der Fußgelenkbildung der Reptilien und Säugetiere: daß bei ersteren das Haupt- gelenk zwischen den proximalen und distalen Tarsalien, bei den Säugetieren aber zwischen der Tibia und dem Astragalus (Talus) liegt, und daß Diplodocus sich auch in dieser wichtigen Hinsicht durchaus dem Typus der Reptilien unterordne. Seine ganze Fußhaltung könne nur plantigrad gewesen sein, und seine Füße müssen mit ihren großen Krallen typische Scharr- füsse gewesen sein. Bezüglich der Hinterbeine kann ich TORNIER nur zustimmen und seine von Diplodocus hergeleiteten Gründe auch aus der Organisation des mir jetzt vorliegenden vollständigen Dino- saurierfußes bestätigen. Nun glaubte aber TORNIER sich weiter zu der Behauptung berechtigt, daß an dem Diplodocus-Fuß der Astragalus des rechten und linken Fußes ver- tauscht sei, daß mit ıhm der Calcaneus verschmolzen war, und beide eine ganz andere Stellung im Fuß- skelett eingenommen hätten, als es die bisherige Re- konstruktion deramerikanischen Paläontologen zeigte. Das ist nicht richtig, wie sich aus dem neuen Dinosaurier- fuß von Halberstadt ganz einwandfrei ergibt. Das gesamte Fußskelett dieser Form lag fast ungestört in weichem Ton eingebettet. Ich habe es in seiner natürlichen Lage im Gestein mehrfach photographieren lassen und selbst genau gezeichnet, so daß über das Lageverhältnis der Teile, auch der Fußwurzelknochen, keinerlei Zweifel Raum finden kann. Die ursprüngliche Lage der proximalen Tarsalia im Verhältnis zur Tibia und Fibula ist aus beistehender Skizze klar zu ersehen. ') Gustav ToRNtErR: War der Diplodocus elefantenfüßig? Sitz.- Ber. d. Gesellselh. Naturf. Freunde zu Berlin 1909, S. 536. — en Es sind hier zwei proximale Tarsalia vorhanden, ein größeres unter der Tibia, das man als Astragalus (A) (Talus) bezeichnen muß und wohl unbedenklich mit dem Intermedium niederer Tetrapoden identifizieren kann, sowie ein kleineres unter der Fibula (C), das dem Fibulare anderer Reptilien ent- spricht, und das man mit dem Calcaneus der Mammalia gleich- setzen kann. Unter dieser proximalen Reihe waren zwei Tarsalia der distalen Reihe von dem dritten und vierten Meta- tarsale erhalten. Auf diese distalen Stücke brauche ich hier nicht näher einzugehen, da es zunächst nur auf einen klärenden = > STIER SEES =: I}, /); // a N} NA: N 7 / ,) — Tibia, F = Fibula, A = Astragalus (= Intermedium), C = Fibulare (= Calcaneus), darunter zwei distalen Tarsalia und /—V die 5 Metatarsalia. Kıeslk Die Fersenregion des rechten Hinterfußes des Halberstädter Plateo- sauriden von hinten gesehen. Vergleich mit Diplodocus ankommt, wo bisher nur ein einziges proximales Stück bekannt geworden ist. Dieses große Stück stimmt nun ganz überraschend genau überein mit dem. Astra- galus unserer Form, so daß über die volle Identität beider kein Zweifel obwalten kann. Ja, es geht aus der großen Übereinstimmung dieser sonst sehr wechselnden Gebilde hervor, daß die Bewegungsart von Diplodocus nicht wesent- lieh anders gewesen sein kann als bei der wesentlich älteren Halberstädter Form, die der Gattung Plateosaurus zugehören dürfte. = 7 = Da nun bei unserer Form außer dem Astragalus noch ein besonderer Calcaneus unter der Fibula vorhanden war, so ist es ganz ausgeschlossen, daß der dem unseren gleich- geformte Astragalus von Diplodocus gleichzeitig noch den CGalcaneus enthalten habe, wie TORNIER an- nahm. Ganz unstatthaft ist auch die mit so großer Sicherheit vorgetragene Behauptung TORNIERs, daß der Astragalus des Diplodocus umgekehrt gestellt werden müsse, als ihn das Skelett bzw. der Abguß jetzt zeigt. Er steht an diesem Fig. 2. Rechtes Becken und Hinterfub von Plateosaurus aus dem oberen Keuper von Halberstadt, in normaler Schrittstellung restauriert. ganz richtig, wahrscheinlich auch hier so, wie ihn HOLLAND ausgegraben hat. Auffällig ist nur, daß der Calcaneus und die distalen Tarsalia bei dieser Riesenform nicht gefunden sind, also vielleicht knorplig persistierten. Man möchte meinen, daß sie gerade unter einer solchen Riesenlast verknöchern mußten. Daß sie ganz fehlten, ist auch deshalb unwahrschein- lich, weil die Astragali dieser und unserer Form nicht so gleich hätten bleiben können, wenn sich in der sonstigen Fußwurzel wesentliche Änderungen vollzogen hätten. Unsere Fußform wird daher auch in dieser Beziehung für Diplodocus N vorbildlich sein können, und ich glaube daher, auch eine Seitenansicht unserer Fußform als Prototyp geben zu dürfen, bei der die Knochen des Fußes in der durch seine Erhaltung als möglich bewiesenen Knickstellung dargestellt sind. Daß eine digitigrade Benutzung überhaupt möglich war, erscheint durchaus unwahrscheinlich, da die Zehen eine sehr große Beweglichkeit besaßen und die vier vorhandenen Krallen sehr gekrümmt waren, wie auch aus Fig. 3 hervorgeht. Fig. 3. Die Bewegungsgrenzen der ersten Zehe von Plateosaurus. Auch die bei unserer Form noch sehr kräftigen Krallen der ersten 4 Zehen beweisen durch ihre Formverschiedenheit, daß die beiden ersten die Hauptarbeit leisteten, und ihre Form vornehmlich in einer scharrenden Tätigkeit ihre Erklärung findet. Schon hier prägt sich also aus, was TORNIER für Diplodocus äußerst wahrscheinlich machte, daß die Füße beim Scharren den Sand nach außen warfen, und daß die spezifische Spezialisierung der vorderen Zehen die äußeren bei den jüngeren Sauropoden mehr und mehr entlastete, so daß sie kleiner wurden und ihre Krallen verloren. Auch in der Beurteilung des Gebisses kann ich den Dar- legungen TORNIERS nur zustimmen. Wenn unsere Keuper- form den großen Sauropoden der Jura- und Kreideformation in ihrer Bewegungsart so nahe stand, dann ist auch der Typus seines Gebisses für die Beurteilung der Ernährung der jüngeren Nachkommen nicht belanglos. Nun zeigt unsere Form spatel- förmige Zähne mit gezacktem Rand in ziemlich weiten Ab- ständen. Diese Zähne stehen zwar den carnivoren Megalo- sauriden und Thecodontosauriern schon ziemlich fern, sind aber in ihrer Gebißform niemals für eine herbivore Lebens- weise geeignet und brauchbar gewesen. Wir können in unserer Form eine Abschwächung des Raubtiercharakters er- kennen, insofern die Rückbiegung der Kronen verschwindet. Das Gebiß war einer Beute aptiert, die sich nicht mehr mit Gewalt dem Biß entziehen konnte, sondern widerstandslos gefressen wurde. TORNIER wird wohl Recht haben, wenn er Diplodocus eine Ernährung durch kleine Wassertiere, etwa salamanderähnliche Formen, zuschreibt, die er sich aus Wasser- becken, den Böden seihend, herausfischte. Unsere Form würde als Vorstufe für einen solchen Ernährungstypus anzu- sehen sein. Ich hatte kürzlich in einer Schrift über das System der Reptilien!) die ältere Ansicht, daß jene Riesen- formen Pflanzenfresser waren, noch übernommen und muß mich in diesem Punkte also nun modifizieren. Das Ergebnis meiner Darlegungen wäre demnach: 1. Daß die sauropoden Dinosaurier sich auf ihren Beinen nach Art der Eidechsen bewegten, daß. sie ihre Beine, besonders die Hinterfüße, auch zu scharrender Tätigkeit benützten. 2. Daß die Zehen eine große Beweglichkeit an den Meta- podien verraten, keinesfalls aber mit digitigrader Stellung den Körper stützen und tragen konnten. 3. Daß als proximale Tarsalia selbständige Stücke, Astra- galus und Calcaneus, persistierten, und daß ursprünglich eine distale Reihe kleinerer Tarsalia vorhanden war. 1) Zoolog. Anzeiger 1910, Bd. 35, Nr. 11, S. 339. Nachträgliche Bemerkung. Inzwischen habe ich ein neues Dinosaurierskelett in Halber- stadt ausgegraben, das dieselbe Knickstellung der Hinterbeine zeigt, wie ich sie in Fig. 2 dargestellt habe, während der Arm und die vollständig erhaltene Hand wohl in erster Linie zum Greifen und Scharren und zur Stützung des Vorderkörpers bei der fischenden Arbeit des Kopfes und Halses dienten. Ferner ist das vorstehende Thema durch zwei weitere Arbeiten behandelt worden. Hay tritt wie TORNIER für die Eidechsenstellung ein, während O. ABEL!) seine Ansicht, daß die Beine von Diplodocus digitigrad gestellt waren, näher zu begründen sucht und mit Hay für eine vegetarische Ernährung eintritt. Ich muß gestehen, daß mich ABELs Anschauungen über die Körperform, Bewegung und Lebensweise des Diplodocus in keinem Punkte überzeugt haben. Der Hinterfuß von Diplo- docus ist dem des Halberstädter Plateosauriden zu ähnlich, als daß er anders gestellt und gebraucht worden sein könnte. Der einzige Unterschied liegt in einer axialen Verkürzung der Fußfläche, die als Anpassung an eine scharrende Nebenfunktion genügend motiviert erscheint. Eine digitigrade Fußstellung scheint mir schon durch die starke Biegung der großen spitzen Krallen gänzlich ausgeschlossen zu sein. Die engen Beziehungen von-Diplodocus zu dem triadischen Plateosaurus sind schon von Herrn v. HUENE?) eingehend begründet worden. Mir scheint, daß die Verlängerung der Arme bei den Sauropoden gegenüber ihren triadischen Vorfahren auch durch eine Anpassung an die „grundelnde“ Ausbeutung starker Gewässer ihre Erklärung finden kann. Die Hand würde dabei von einer greifenden Funktion, wie sie bei den Thecopoden vorlag, zu einer mehr stützenden bei den Sauropoden übergegangen sein. Einer solchen Lebensweise hat sich ja auch die Kopfform von Diplodocus insofern angepaßt, als die Nasenlöcher weit zurückgeschoben sind, was beim Eintauchen des Kopfes sicher vorteilhaft war. Im Anschluß daran macht Herr RAUFF die Mitteilung, daß eine Führung durch das Museum für Naturkunde am Mittwoch vormittag stattfinden wird, wobei. Herr TORNIER über: „Die Aufstellung des Diplodocus“ sprechen wird. ) OÖ. Aßer: Die Rekonstruktion des Diplodocus. Abhandl.d.k.k. zool.-botan. Gesellschaft in Wien, Bd. V, Heft 3. 2) Frhr. v. Huens: Die Dinosaurier der europäischen Triasformation. 5.325 ff. Jena, G. Fıscneur, 1908. — 28 = Herr P. RICHTER sprach über Nathorstiana P. RICHTER und Cylindrites spongioides GOEPP. Die beiden Pflanzengattungen, welche ich besprechen will, stammen aus dem Quedlinburger Neocom; ich habe sie in Teil II der Flora der unteren Kreide Quedlinburgs!) bereits beschrieben. Die erste von ihnen, welche ich zu Ehren des berühmten Paläobotanikers NATHORST Nathorstiana genannt habe, dürfte eine Verwandte von Pleuromeia Sternbergi CORDA, also wohl eine Verwandte der Sigillarien, sein. Der Stamm von Pleuromeia, einer Pflanze des oberen Buntsandsteins, verzweigt sich unten dichotom in zwei mal zwei schräg nach oben verlaufende Wurzelstumpfe, deren oberste Enden sich manehmal hornartig gekrümmt dem Stamme nähern. Sie sind dicht mit Narben bedeckt, die den Wurzelnarben der Stigmarien durchaus gleichen; auch die von ihnen ausgehenden einfachen Wurzeln gleichen durchaus den Appendices der Sigillarien. Bei Nathorstiana ist von diesen freistehenden Hörnern wenig übriggeblieben; statt der stark hervortretenden 4 Wurzel- stumpfe findet man nur ein knollenförmiges Rhizom von höchstens 5 cm Durchmesser mit sehr flachen, meridianartigen Wülsten und meridianartigen Vertiefungen; auch diese ver- schwinden bei kleinen Exemplaren oft ganz; ihre Zahl ist bei Nathorstiana gracılis (der kleineren Art) 2—4, bei Nathorstiana arborea 8—16. Die Knolle der ersteren besitzt anscheinend eine kurze Hauptwurzel, die sich bald in zahl- reiche einfache Wurzeln auflöst; sie besitzt daher auch keine Wurzelnarben; Nathorstiana arborea dagegen zeigt sie stets. Sie stehen wie bei Sigillaria und Pleuromeia in schwach aufsteigenden Spiralen. Die von diesen Narben ausgehenden Wurzeln sind meist unverzweigt, zylindrisch oder flach ge- drückt (?) und lassen sich in letzterem Falle von den immer nur schlecht erhaltenen Blättern nicht unterscheiden, verhalten sich also ganz wie die Appendices der Sigillarien. Da sämtliche Nathorstiana-Reste von aufrecht stehenden, lebendig begrabenen Pflanzen stammen, so konnten ihre dicht gedrängt stehenden Blätter nur schlecht erhalten werden, und zwar leidlich immer nur die Abdrücke der Oberseite. Adern der Unterseite konnte ich an keinem der dem Stamme an- ) P. RıcHTer: Flora der unteren Kreide Quedlinburgs. Verlag von WILHELM ENGELMANN, Leipzig 1909. a sitzenden Blätter erkennen; dagegen zeigen einige am Boden liegende Blattrestchen, die wohl zu Nathorstiana gehören, deutlich parallele Nerven. Die Blätter standen dicht gedrängt, scheinbar in Quirlen, an unverzweigten, bis zu 14 cm langen Stämmchen; da aber die Wurzelnarben der Knolle in schwach aufsteigenden Spiralen stehen, so wird dasselbe wohl auch von den Blättern gelten. Sie waren bei Nathorstiana gracilis anscheinend bis zum Grunde linear, bei Nathorstiana arborea aber am Grunde stark verbreitert (siehe Tafel VIII, Fig. 1 meiner Abhandlung). Auch an Pleuromeia wollen GERMAR und SPIEKER, wenn auch sehr selten, Blätter gefunden haben; Graf SOLMS aber bezweifelt das. Auch in seinen Abbildungen und Beschrei- bungen fossiler Pflanzenreste, Lieferung II, 38, weiß POTONIE von solchen nichts zu sagen, mir aber erscheint ihre Existenz wahrscheinlich, wenn wirklich Pleuromeia und Nathorstiana verwandte Pflanzen sind. Außer diesen Resten finden sich auch solche, deren Stämme und Knollen ganz den oben besprochenen gleichen, die aber im übrigen statt der Blätter kurze breite Schuppen tragen; .ich vermute aber, daß die letzteren als fertile Formen zu den ersteren, die wohl steril sein dürften, gehören. Aller- dings ist es in diesem Falle, wie ich in meiner Abhandlung gezeigt habe, schwierig, die einen der Nathorstiana gracilis mit Hauptwurzel und bis zum Grunde linearen Blättern, die anderen der Nathorstiana arborea mit Wurzelnarben und am Grunde stark verbreiterten Blättern zuzuweisen. Die Schuppen lassen sich nur in seltenen Fällen von benach- barten sondern; sie sind breit elliptisch mit schwach an- gedeuteter Spitze. Ihre Form ist etwa die der geflügelten Früchte, welche Graf SOLMS in seiner Abhandlung über das Genus Pleuromeia in Tafel VIII, Fig. 12 abbildet; doch sitzt das Sporangium an der breiten Seite und diese am Stamme. Die zarten Linien des Samens oder Sporangiums konnte ich nur in einem Falle wahrnehmen. Die Schuppen selbst er- scheinen wie aus 3—5 linearen Blättern verwachsen, das Sporangium zeigt in der Mitte eine von unten nach .oben gehende schwache Vertiefung. Die Knolle von Nathorstiana ist im allgemeinen dicker als der unverzweigte Stamm. Dieser nimmt meist von unten nach oben hin an Stärke ab, doch ist er bisweilen nach oben hin stark trichterförmig erweitert (s. a.a.O. Taf. IX, Fig. 2, 5, 7), in anderen Fällen ist er bauchig, etwa wie bei Lepidodendron tylodendroides (so in Tafel VIII, Fig. 6 und Tafel IX, Fig. 3). = Ho — Er besaß vermutlich ein zentrales Gefäßbündel; denn in wenigen Fällen sieht man in dem sonst weißen Sandstein, der das Stämmchen erfüllt, eine feine, aufsteigende, dunkle Linie aus dem Inneren nach einem Blattgrunde aufsteigen. Aus- nahmsweise läßt sich der Stamm in der Knolle fast bis zu deren Grunde verfolgen (so in Tafel X, Fig. 3), so daß er wie von einer dicken Zwiebelschale gedeckt erscheint. In seiner Abhandlung über das Genus Pleuromeia spricht: Graf SOLMS über die rätselhafte Art, in der sich Sigillaria und Pleuromeia am Grunde vergrößern, denn man finde stets. bestimmt geformte, ringsum mit Wurzeln besetzte Flächen;. eine Abschuppung wie bei /soetes sei daher nicht denkbar. Hier nun findet in der Tat eine Abschuppung, also eine weitere Annäherung von Sigillaria über Pleuromeia in der Richtung J/soetes hin, statt. Zunächst habe ich mehrfach namentlich kleinere Knollen gefunden, deren unterer Teil (manchmal ein Drittel) bei geringem Anstoß zerfiel; merk- würdigerweise blieb dann aber eine unbeschädigte Knolle übrig. Ferner fielen bei großen Knollen mit Wurzelnarben zu unterst etwa 2 mm dicke Flächenstücke ab; der Knollen- rest aber zeigte dann unten eine braune unbeschädigte Fläche mit meridianartigen Vertiefungen, aber ohne Wurzelnarben (den oberen Teil aber ungeändert). Diese Abblätterung erfolgte dann später wohl auch oben, denn andere Zwiebeln zeigen. unten sehr deutliche; oben nur dürftige Narben. Vielleicht läßt sich Ähnliches auch bei Sigellaria und Pleuromeia nach- weisen. Dieser Umstand ermöglicht vielleicht auch noch die Ver- einigung der beiden Nathorstiana-Arten zu einer; denn viel- leicht ist die Hauptwurzel von Nathorstiana gracılıs nur der untere absterbende Teil der Knolle, von dem nur die Gefäß- bündel als oberste Wurzelteile erhalten blieben? Ferner zeigte ein großer Knollenrest, der inwendig ganz mit weißem Sandstein erfüllt erschien, im Bruche eine feine dunkele Linie, die ich für die Spur eines Gefäßbündels hielt. Als ich es aber freilegen wollte, zeigte es sich, daß diese Linie der Querschnitt einer fast horizontalen, bräunlichen Fläche war, welche mehr als die Hälfte der Knolle von der unteren schied, also wohl die Trennung beider Knollenteile einleitete. Über dieser Trennungsfläche steigen im oberen Drittel röhrenförmige Gänge unten von der Mitte zum obersten Rand der Zwiebel auf. Auch an anderen Zwiebeln fand ich Leitbündel, die von der Achse nach oben oder unten hin ver- liefen. Sie entsprechen wohl den umfangreichen Hohlräumen, die Graf SoLMS in der Knolle von Pleuromeia fand, von denen aus zahlreiche Leitbündel nach den Narben der Knolle verlaufen. Auch in den großen Knollen von Nathorstiana finden sich größere Hohlräume; vielleicht sind einige schlecht erhaltene ebenso zu deuten wie die erwähnten von Pleuromeia, doch konnte ich an diesen abgehende Leitbündel bisher nicht sicher auffinden. Die gut erhaltenen sind aber nicht unregel- mäßig wie bei Pleuromeia, sondern ellipsoidisch, und ihre Wandung ist zum großen Teil glatt; sie sind zu mehreren fast im Kreise um die Achse geordnet. Einer dieser Hohl- räume zeigt am oberen Ende zahlreiche zarte Linien, die bei genauer Untersuchung nicht Leitbündel nach den Wurzelnarben hin, . sondern die Querschnitte zarter Blättchen sind. Hier- ‘ nach dürfte diese Höhlung wohl eine Brutknospe eingeschlossen haben. Trotz mancher nicht unerheblichen Verschiedenheiten scheint mir die Gättung Nathorstiana mit Pleuromeia ver- wandt zu sein. Sie dürfte von Pleuromera etwa ebenso weit abstehen wie diese von den typischen Sigillarien. Doppelt interessant aber ist sie dadurch, daß sie gegen Pleuromeia nicht nur eine erhebliche Annäherung an /soefes (Abblättern) aufweist, sondern eine starke Annäherung an die Zwiebel unserer Monokotylen. Doch habe ich schon in meiner Ab- handlung bemerkt, daß ich aus einer benachbarten, wohl(?) gleich- altrigen - Schicht ein Fossil besitze, das äußerlich ganz die Form unserer jetzigen Zwiebeln besitzt, innerlich zeigt es eine kräftige innere Knolle, umgeben von einer oder mehreren zarten Zwiebelschalen. Hiernach kann Nathorstiana wohl nicht als Stammform aller Zwiebelgewächse angesehen werden. — Sie entstammt dem Horizont der echten Weichselien, in dem hier (abgesehen von der erwähnten Zwiebelknolle) weder monokotyle noch diskotyle Pflanzenreste bisher gefunden wurden. Von der Fauna ist leider nichts zu sagen. Ich komme jetzt zur Beschreibung von (ylindrites spon- gioides, einem Fossil, das GÖPPERT 1834 in Form von gestielten Knollen erhielt und deshalb mit Cycadeenfrüchten verglich; später erhielt er es in Form von knollenförmig aufgetriebenen Stengeln und stellte es darauf in seiner „Fossilien-Flora der Quadersandsteinformation in Schlesien“ als Oylindrites spongi- oides zu den Fucoiden; die Erhabenheiten der Oberfläche des Fossils deutete er als Fruktifikationen, doch nahm er 1847 diese letztere Deutung zurück. Im Gegensatz zu ihm nahm GEINITZ das Fossil als Spongia saxonica für die Fauna in Anspruch, und OTTO, der es 1852 beschrieb, scheint sich auch 19 —ı W282. der letzteren Meinung anzuschließen. Seitdem sind alle drei entschlafen, ohne daß der langjährige Streit zugunsten des einen oder des anderen entschieden wurde. Ich fand dies Fossil nicht selten im Neocom des Quedlin- burger Hinterklei, beachtete es aber wegen seiner schlechten Er- haltung um so weniger, als ich nur Pflanzenreste suchte und es wie GEINITZ für eine Spongie hielt. Als ich dann aber später im Blankenburger Senon nach Crednerienblättern suchte, fand ich in einer schnecken- und muschelreichen Schicht den auf Tafel XI, Figur 2 meiner Abhandlung abgebildeten Rest. Er sieht Resten von Lepidodendron tylodendrordes POTONIE aus dem Silur nicht unähnlich und zeigte meiner Meinung nach im frischen Bruche lange Nadeln, die mit der Zeit verschwanden, in der Photo- graphie aber wieder matt hervortreten. Bei seinem Anblick erinnerte ich mich, daß ich früher aus dem Hinterklei einen kegelförmigen Astrest von 5 cm Länge erhalten hatte, der unten 3 cm, oben 1'/, cm Durchmesser hatte und dicht mit langen anliegenden Nadeln bedeckt war. Leider war er bei einem Umzuge verloren gegangen. Da mir gleichzeitig die Arbeiten von GÖPPERT über dies Fossil in die Hände kamen, so ıst es erklärlich, daß ich alles daran setzte, diesen alten Streit zu entscheiden. Nie aber fand ich solch einen Rest wieder, ebenso jahrelang keine Knolle mit Nadeln oder auch nur eine solche, die statt des Sandes Holzreste zeigte, obgleich die ganze Schicht voll von Üylindrites-Resten war. Nach langem Suchen fand ich endlich einige durch Färbung des Sandes angedeutete Stengelreste mit schwachen Abdrücken von Nadelresten. Doch war die Zugehörigkeit von Zweig und Nadel sowie die von Stengel und Knolle, um so mehr die von Nadel und Knolle unsicher. Erst, als ein lehmhaltigerer Sand- stein abgebaut wurde, erhielt ich wenige kleine Zweige mit langen Nadeln, auch holzhaitige Äste und endlich nach mehr als zehnjährigem Suchen ein paar Knollen mit deutlichen Holz- resten. Schließlich auch Knollen mit lockerer Füllung und an diesen Reste langer Nadeln. Damit aber war der Streit zugunsten von GÖPPERT entschieden. Nach meinen Untersuchungen finden sich Üylindrites-Reste nur mit Resten von Meerestieren vereint, hier z. B. mit Crro- ceras caprıcornu. Es waren also Pflanzen, die in der Nähe des Strandes und vermutlich wie /soetes unter Wasser lebten. Ihre knollenförmigen Stengelreste erinnern an T’ylodendron, mehr aber an Lepidodendron Veltheimi STERNBERG, und zwar in der Knorrien-Form die POTON!E als Lepidodendron tyloden- droides beschrieben hat. (Man vergleiche die Abbildungen ea in POTONIE: Abbildungen und Beschreibungen fossiler Pflanzen- reste, Lief. III, Nr. 50, mit GÖPPERTs und meinen Tafeln.) Die spiralig angeordneten Erhabenheiten sind bei hiesigen Resten nur sehr dürftig erhalten, und zwar auch dann, wenn die Nadeln bis zur Knolle gehen. Ob die daselbst manchmal nicht seltenen kleinen Kohlenrestchen als Sporangienreste zu deuten sind, konnte ich nicht entscheiden. Wurzeln habe ich von den Cylindrites-Resten sowenig wie OTTO beobachtet, vermutlich aber gehören zu ihnen eigenartige kräftige Rhizome, an denen auch Üylindrites-Nadeln sitzen. Diese sind lange nadelartige Blätter mit meist stark umgebogenen Rändern und deshalb leicht zu erkennen. Der Stengel selbst ist in günstigen Fällen als Hohlzylinder mit einem ebensolchen inneren manchmal ‘ stark exzentrischen Zylinder erhalten und dieser anscheinend mit Längsstreifen ähnlich wie bei Kgwisetum versehen. Die Deutung der Knolle ist nichts weniger als einfach, bisweilen ist das ganze Innere bis auf eine starke mittlere Knospe (?) gleichförmig mit festem Holz erfüllt, in anderen Fällen ähnlich wie bei den gewöhnlichen Ästen aber mit Komplikationen. Früchte, die bestimmt dazu gehören, habe ich nie gefunden. Dagegen finden sich außerordenlich häufig Fruktifikationsorgane mitten unter Cylindrites-Nadeln, so in einem Falle 12 Stück auf einer Platte. Der Form nach sind sie länglich-ellipsoidisch bis turbanartig. In letzterem Falle erinnern sie sehr an Callitris Makleyana, im anderen auch an Reste, die HEER aus der fossilen Flora Grönlands als Zamites globuliferus beschreibt. Entfernter erinnern sie endlich an einen Pflanzenrest des Devons, den PoToNIE (a. a. O. S. 23) als Bulbille von Lepe- dodendron zu deuten geneigt ist. Diese Reste kommen zwar in großer Zahl vor, leider aber in den bei weitem meisten Fällen ohne allen Zusammenhang mit anderen Pflanzenteilen. Liegen sie aber an solchen, so kann man das in der Regel auch als Zufall deuten, weil immer nur in wenigen Fällen die Art der scheinbaren Befestigung die gleiche ist. Ihre Zugehörig- keit zu Cylindrites scheint mir trotzdem sicher; dann aber ist nicht gut möglich, Uylindrites etwa zu Callitris oder zu anderen Coniferen zu stellen. Es kämen dann noch die Cycadeen in Betracht, die ja ähnliche Fruktifikationsorgane besitzen, deren Blätter aber gefiedert sind; ihre Fiederchen können aller- dings (wie die rezenten von Encephalartos cycadıfolius LEHM.) den Cylindrites-Nadeln sehr ähnlich sein. Da mir außerdem mehrere, bisher unbekannte, merkwürdig geformte Pflanzenreste vorliegen, deren Zugehörigkeit zu Uylin- drites nicht unmöglich ist, so ist es schwierig, Cylindrites den 192 al 2 richtigen Platz im Pflanzenreiche zuzuweisen; am leichtesten dürfte das nach den bisherigen Funden wohl bei Lepidodendron Veltheimianum var. tylodendroides möglich sein (Nadeln, Knorria- zustand, Bulbillen, Markzylinder). Hier freilich liegt höchstens eine Möglichkeit vor, während der Nachweis der Verwandtschaft von Nathorstiana und Pleuromeia wohl nicht viel zu wünschen übrig läßt. Mit diesen Resultaten kann ich aber sehr zufrieden sein; denn zwei Paläontologen ersten Ranges haben sich jahr- zehntelang vergeblich bemüht, sicher festzustellen, ob Cylindrites dem Tier- oder Pflanzenreiche angehört, während ich gefunden habe, daß es eine Pflanze mit langen nadelförmigen Blättern ist, deren Stämme und Stellung der Blattspuren bzw. Blatt- polster an Lepidodendron tylodendroides POTONIE aus dem Silur erinnern, sich dichotom oder abwechselnd verzweigen; die Pflanze selbst lebte in der Nähe des Strandes, vermutlich im Meereswasser. Sie ist als Leitfossil in diesem Sinne für die ganze obere und untere Kreide von hohem Werte, da sie daselbst, in Deutschland wenigstens, an zahlreichen Stellen aufgefunden wurde, und zwar nur in diesen Schichten!). Wichtiger freilich dürfte für den Botaniker in phyllo- genetischer Beziehung die Entdeckung von Nathorstiana sein. An der Diskussion beteiligen sich Herr PoTONIE und der Vortragende. Sodann folgen die beiden Vorträge des Herrn RIMANN?): „Der geologische Bau des Isergebirges und seines nördlichen Vorlandes“ und „Magmatische Ausscheidung von Zinkblende im Granit des Riesengebirges“. An der Diskussion beteiligen sich die Herren DATHE, MICHAEL und der Vortragende. Herr L. FINCKH trägt dann vor über eine verein- fachte graphische Darstellung der chemischen Gesteins- zusammensetzung unter Benützung der Osannschen Analysenwerte. (Mit 4 Textfiguren.) Bei der Bearbeitung der Gesteine des Kiwuseegebietes wurde ich durch meinen Mitarbeiter, Herrn Dr. HAUSER, darauf hingewiesen, daß die Osannsche Projektionsmethode für die ') Gemitz: Das Quadersteingebirge oder Kreidegebirge in Deutschland. 1850, S. 264. ?) Eine ausführliche Abhandlung über den Gegenstand der Vor- träge wird im Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt erscheinen. >—=.280 Darstellung der Gesteinsanalysenwerte in Chemikerkreisen viel- fach nicht befriedige, zumal da das Verhältnis zwischen farb- losen und farbigen Gemengteilen nicht besonders deutlich zum Ausdruck komme, und da von den ein Gestein aufbauenden einfachen Stoffen nur ein, wenn auch wichtiger Teil, vor allem aber nicht die Kieselsäure berücksichtigt sei. Um eine Übersicht der chemischen Zusammensetzung der Kiwuseegesteine zu geben und sie mit verwandten Gesteinen zu vergleichen, habe ich zunächst versucht, die von F. BECKE!') : AN EVER YVVvY3 DZ ZVSENVIVMVNSZSDS ERTRTANAUATRTANAN IV VVMVVNV\ZTN\ AV INVVVVN\N SIR 12 SS UVA a ur 2 (S/ VS RR AR/NVVVVVN IN NN, WATANANAS DR 17 FJAN ROITIR VAN ZNZVZ VAN = N VE TATATRTITTATRN ATAFA — BAAIAIAIZANIAZUY >S 4 Fig. 1. Darstellung der Analysenresultate nach Osann. bei dem Vergleich der Gesteine des böhmischen Mittelgebirges mit den Andengesteinen verwendete Darstellung zu benützen, da sie vor der Osannschen Dreiecksprojektion den großen Vorzug hat, daß auch die Kieselsäure Berücksichtigung findet. BECKE legt seine Vertikalebene nicht wie OSANN durch die Ecke A des gleichseitigen Dreiecks und dessen Mittelpunkt, sondern durch die Linie A F. EB Becke: Die Eruptivgesteine des böhmischen Mittelgebirges und der amerikanischen Andes. Atlantische und pazifische Sippe der Eruptivgesteine. TSCHERMAKS min. petr. Mitt, Bd. XXII, 1903, S. 209. el —— Die Einheiten der Abszissen sind dann proportional a — f, und der O-Punkt der Abszissen liegt in der Mitte des unteren Randes der Vertikalebene. Dadurch ist es BECKE ermöglicht, unter Wahrung enger Beziehung zum Osannschen Dreieck die Si-Ordinaten zur Darstellung zu bringen, indem er auf den Ordinaten die Werte c und Si aufträgt. Zu bemerken ist noch, daß BECKE dem Wert Si die auf 100 berechneten Atomzahlen, Osann dagegen seinem Wert s die auf 100 berechneten Mole- kularzahlen zu Grunde legt. Fig. 2. Graphische Darstellung von Analysenergebnissen nach F. BECKE. Da bei der BEcKEschen Methode die Einheiten der Ab- szissen proportional a — f sind, so wird der Analysenort eines Gesteines, für das der Wert c verhältnismäßig hoch ist, gegen F hin verschoben. So würde z. B. der Analysenort eines Ge- steines mit a5 c5 f10 auf der Ordinate über Punkt — 5 der Abszissenaxe liegen (siehe Fig. 2). Ein derartiges Gestein ist aber petrographisch dadurch gekennzeichnet, daß es annähernd gleiche Mengen farbloser und gefärbter Gemengteile enthält, vorausgesetzt, daß nicht ein erheblicher Kieselsäureüberschuß vorhanden ist. Auf derselben Ordinate würde der Analysenort eines Gesteines mit a7,5 e0 f12,5 liegen. Ein derartiges Gestein ist aber bereits durch verhältnismäßig hohen Gehalt an gefärbten Gemengteilen ausgezeichnet. Da. bei der Klassifikation der HN Eruptivgesteine gerade auf das relative Verhältnis zwischen farb- losen und gefärbten Gemengteilen ein großer Wert gelegt wird, so hat die BECKEsche Darstellung trotz ihrer großen Vorzüge den Nachteil, daß dieses relative Verhältnis zwischen salischen und femischen Gemengteilen nur dann zum Ausdruck kommen kann, wenn der Wert für c sehr klein oder gleich O ist. Ich habe nun versucht, unter völliger Loslösung vom OSANN- schen Dreieck, eine graphische Darstellung der OsAnnschen Größen a, c, f und s im rechtwinkligen Koordinatensystem zu 20 „ar20 +78 +76 #74 #72 +10 +8 +6 +4 +2 0 —2 4 -6-8 -0 -I -TA -16 -78 207 ar+rce-f Fig. 3. Vereinfachte graphische Darstellung. geben. Die von mir gewählten Einheiten der Abszissen sind proportional a4-c—-f. Auf der ÖOrdinatenaxe liegen nun die Analysenörter derjenigen Gesteine, für die a+c—f gleich O ist, also solcher Gesteine, die annähernd gleiche Mengen farb- loser und gefärbter Gemengteile enthalten. Auf den Ordinaten habe ich die Werte für a und s aufgetragen. Auf der Abszissen- axe liegen also die Analysenörter von Gesteinen, für die der Werta gleich O ist. Auf dem Punkt — 20 der Abszissenaxe liegt der Analysenort eines Gesteines mit a0 cO f20 und auf dem Punkt + 20 der eines Gesteines mit a0 c20 fO. Die beiden Enden der Abszissenaxe wurden daher mit ce und f bezeichnet (siehe Fig. 3). Auf der Ordinate über dem Punkt +4 20 der Abszissenaxe liegen die Analysenörter von Gesteinen mit steigen- dem a, für die aber der Wert f gleich O bleibt. Die Länge der Ördinaten beträgt 20 Einheiten, so daß am oberen Ende der Ordinate über Punkt 4-20 der Abszissenaxe der Analysenort eines Gesteines mit 320 cO fO liegen würde. Zieht man die Diagonale in diesem Koordinatensystem vom oberen Ende der Ordinate über Punkt +4 20 bis Punkt — 20 der Abszissenaxe, so erhält man ein rechtwinkliges Dreieck, in dem wie im OSANN- schen Dreieck alle Verhältnisse von a:c:f durch Analysenörter zum Ausdruck gebracht werden können. Da die Diagonale die Sättigungslinie für Tonerde ist, so entspricht die auf der Ordinate gemessene Entfernung zwischen dem Analysenort und dem Schnitt- punkt der betr. Ordinate mit der Diagonale dem Wert c, die Entfernung von diesem Schnittpunkt bis zum oberen Ende der Ordinate dem Wert f. Aus praktischen Gründen sind die ÖOrdinaten nur bis zur Diagonale gezeichnet worden, und die Werte für f, die von fO bis f20 stetig gleichmäßig zunehmen, sind an den Schnittpunkten von Diagonale und Ordinaten fortlaufend angeschrieben. Auf diese Weise läßt sich für jeden Analysenort das Verhältnis a:c:f und, da auf derselben Ordinate der Wert s aufgetragen ist, auch dieser rasch 3b- lesen. Dadurch ist es möglich, sich bei Vergleichen mit anderen Gesteinen einen raschen Überblick zu verschaffen. Auf der Diagonale liegen die Analysenörter aller Gesteine, bei denen c gleich O, also die Tonerde schon durch die Alkalien gesättigt ist. Die Spaltungsprodukte eines Magmas, dem ‚ein derartiges Gestein entspricht, müssen ihre Analysenörter eben- falls auf der Diagonale haben. Andere Möglichkeiten bestehen m einem solchen Falle nicht. Von der Ecke f des rechtwinkligen Dreiecks bis zur Mitte der kleineren Kathete wurde eine Hilfs- linie gezogen. Auf dieser Hilfslinie liegen alle Analysenörter von Gesteinen, bei denen a gleich c ist. Diese Hilfslinie ent- spricht also der Höhenlinie über der Seite AC des OSanNschen Dreiecks. Der Höhenlinie über AF entspricht eine Hilfslinie, die von der Mitte der Diagonale (Hypothenuse des Dreiecks) bis zur Ecke ec, und der Höhenlinie über CF eine solche, die vom O-Punkt der Abszissenaxe bis zum oberen Ende der Ordinate über c, also bis zur Ecke a, gezogen wurde. Auf dem Schnittpunkt der drei Hilfslinien liegt der Analysenort eines Gesteines, dessen Magma sich theoretisch in drei Teil- magmen spalten könnte, die den Formeln a20 c0 f0, a0 c20f0 und a0 cO f20 entsprechen würden. Nur beiläufig mag be- merkt werden, daß der Analysenort eines von OSANN berech- neten Tonalits nahe diesem Schnittpunkte der Hilfslinien liegt. Um die Brauchbarkeit der von mir vorgeschlagenen Dar- stellungsweise zu zeigen, habe ich die Analysenwerte von Gesteinen des Kiwuseegebietes und zum Vergleich mit diesen Gesteine aus Süditalien und zwar des Vesuvs, Ischias und der Phlegräischen Felder, im Osannschen Dreieck (Fig. 1), nach ‘der BECKEschen Methode (Fig. 2) und in dem rechtwinkligen Dreieck nach meiner Darstellung (Fig. 3) eingetragen. Die Besprechung des Vergleiches dieser Gesteine wird an anderer Stelle erfolgen. 2 2 70 ro +8 +6 +4 +2 0 -2 -4 -6 -8 -10 -12 -14 -16 -18 =: A+c-f Fig. 4. Vergleich verwandter Gesteine in einem kleinen Teil des Koordinatensystems. Ein weiterer Vorteil meiner Methode ist der, daB für nur wenige Analysen verwandter Gesteine nicht das ganze Koordinatennetz gegeben werden muß. Es kann daher eine Textfigur, mit der die Analysenwerte dargestellt werden sollen, auf beliebige Größe gebracht werden, ohne daß die Übersicht leidet. In Fig. 4 sind die Analysenörter der OsSAnnschen Typen für die Gesteine der Absarokit-Shoshonit-Banakitreihe des Yellowstone National Parks in dieser Weise in einem Teil des Koordinatennetzes eingetragen. N —— In den als Anhang gegebenen Tabellen sind die OSANN- schen Analysenwerte für die in den Darstellungen eingetragenen Gesteine aufgeführt. Kiwuseegesteine. (°) Bra c | f | n 1. Trachyt, Karissımbr 2 2... 22..1:6803,4 it 8 4,7 2. Trachydolerit, Karissimbi . . . . 15941 | 5,5| 35 | 11 |5,5 3. Beucithasanıt, Kısı .. 2.224848. 93 1,5 | 15,5.) 5,6 4. Leueitbasanit, Muhawura . . . .15447| 3 1,5 | 15,5 | 4,5 5. Leucitbasanit, Namlagira . . . . [51,87 | 35| 2,5| 14 195,7 6. Leucitbasanit, Nawigawoberg. . . | 54,06 ı 2 4,5 | 13,5 | 6,4 7. Leucitbasanit, Lavafeld Mukira . . [53,82 | 3 273.19 1208 8. Limburgit, Adolf Friedrich-Kegel . | 50,40 | 15| 3 | 15,5 | 79 9. Limburgit, Adolf Friedrich-Kegel . | 50,14 | 2 27.162081 10. Leuecitnephelinit, Niragongo . . . [4729, 7535| 05,12 |75 11. Leueitijolith, Niragongo. . . . . 14741) 65| 0 | 1385|62 12. ‚Leueitit, Wissoke. ... . .. .....14944 0222| 18 16..,20 13. Leueitbasalt, Mikeno . . . . .[50,90| 4 0,5 | 15,5 | 5,6 Gesteine der süditalienischen Eruptionsgebiete. (°) s a @ | f ne | 15. Sodalithtrachyt, Scarrupata, Ischia . | 70,87 | 15,5 | 0 4,5 | 6,6 16. Ponzatrachyt, Monte Nuovo, Phle- gräische Felder . . 69,05 | 15 0 5 6,0 17. Ponzatrachyt, Monte Rotaro, Ischia 70,25: 13,5| 05) 6 54 18. Trachyt, Marecocco, Ischia . 70,31 14 0 6 61 19. Trachyt, Cumae, Phlegräische elder 68,40 |ı 14 0,51°2:5..99 20. Trachyt, Monte "Vetta, Ischia. 2. 22.1.6946 141 2 7 |\54 21. Trachyt, Punta della Cima, Ischia . | 70,17 11 2,5| 65| 45 22. Trachyt, Monte dell’Imperatore, Ischia | 68,26 | 10,5 2 1,9 | 6,3 23. Arsotrachyt, Arsostrom, Ischia . . [64,21 | 8 2:2.10.14,3 24. Leucitbasanit, Vesuvlava, Granatello | von 1651 2.0... 51,95| 4 1: 1522.39 25. Leucitbasanit, Vesuvlava, Croce del | Salvatore 1834 . . 5392| 45, 1 145137 26. Leucitbasanit, Vesuvlava, Piano delle Ginestre 1810 RE 1552280 4 1,5| 14,5 | 3,6 27. Leueitbasanit, Vesuvlava 1760 2.192520) 2 42 2 0 28. Leueitbasanit, Vesuvlava, Atrio del Cayallo 1801 198... 55,19 | 6,5. 2,115 39 29. Leucitbasanit, Vesuvlava, Canale dell’’arena 1850... 02.22 2327 223102.2.2 5 2:5 95585 30. Leueitbasanit, Vesuvlava, La Oro- cella 1717.22 2 53,56 | 4 3.2,132189 Sl. Leueitbasanit, Vesuvlava 3. März 1881 53,28 | 4 3,5. 1255138 LI Absarokit-Shoshonit-Banakitreihe. S a | f Absarokit, Typus Cache Creek . . . 56 | ) Absarokit, Typus Clark’s Fork . . . 54 2:5. 7%5r 16 Leucitabsarokit, Typus Ishawooa Canyon 90 2 1,5:| 16,9 Quarzbanakit, Typus Stinkingwater River I. 69 92 ma 29 8 Banakit, Typus Stinkingwater River II 61 7 3 10 Shoshonit, Typus Indian Peak . . . 61 5,5 | 3 11,5 Quarzbanakit, Typus na | River II . Se 65,5 8 3,0 8,5 Shoshonit, Typus Beaverdam . . . . 607725 3.02, 51155 Shoshonit, Typus Lamar River . . . 58 | 4 30. 2 125 Shoshonit Two Ocean Pas . . . . 64,57: 6,5 | >00 8 Darauf tritt eine Pause ein. Nach der Pause machen zunächst die Herren MENZEL, WAHNSCHAFFE und BEYSCHLAG einige kurze geschäftliche Mitteilungen über die Exkursionen nach Phöben, Rüdersdorf und Staßfurt am 23. und 24. März. Dann erhält Herr FRICKE-Bremen das Wort zu seinem auf Wunsch des Vorstandes erstatteten: „Bericht über die Arbeiten des Deutschen Ausschusses für den mathe- matischen und naturwissenschaftlichen Unterricht“. Anknüpfend an seine früheren Ausführungen auf der 53. Hauptversammlung der Deutschen Geologischen Gesellschaft zu Dresden!) berichtet der Vortragende über den Fortgang der Arbeiten des Deutschen Ausschusses, die sich auf alle Schul- sattungen, neben den höheren Schulen in neuerer Zeit auch auf die Volksschulen und Volksschullehrerseminare, erstrecken. Insbesondere teilt er mit, daß am gestrigen Tage in dem gleichzeitig in Berlin tagenden Deutschen Ausschuß für den mathematischen und naturwissenschaftlichen Unterricht auch über die Frage der wissenschaftlichen Ausbildung der Lehramts- kandidaten in Geologie und Mineralogie verhandelt sei, und zwar ganz in dem Sinne der Vorschläge, die von der ehemaligen Unterrichtskommission der Gesellschaft Deutscher Naturforscher und Ärzte ausgearbeitet wurden. Danach wird verlangt, daß Mineralogie und Geologie nicht wie bisher als Anhängsel der ) Vgl. diese Zeitschr. 60, 1908, Monatsber., Nr. 8/10, S. 212 u. £. — U Chemie, sondern ebenso wie Botanik und Zoologie als selb- ständiges Prüfungsfach behandelt werden. Daneben ist auch eine Verbindung der Erdkunde mit den naturwissenschaftlichen Studien in hohem Grade erstrebenswert, wie sie ja auch in dem Dresdener Bericht der Unterrichtskommission empfohlen wird; aber eine Verknüpfung der Geologie mit der Geographie zu einem Prüfungsfach ist nicht zu empfehlen, weil sonst. die Möglichkeit bestände, dieses Fach einseitig mit den philologisch-historischen zu verbinden und somit die Geologie von den übrigen Naturwissenschaften zu isolieren. Ein er- folgreicher Betrieb der Geologie an unsern Schulen ıst nur im Rahmen des naturwissenschaftlichen Unter- richts denkbar, da die Geologie zu ihrem Verständnis nicht. nur Physik und Chemie, sondern vor allem auch mineralogische, botanische und zoologische Kenntnisse voraussetzt und als Paläontologie die biologischen Fächer zu einer verständnisvollen Naturgeschichte ergänzt. | An der Diskussion über diesen Vortrag beteiligen sich die Herren WAGNER, FRICKE, STEINMANN und RAUFF. Die Herren FRICKE und RAUFF schlagen nachstehende Resolution vor, die einstimmig angenommen wird: „Im Anschluß an die Resolution von 1908 er- klärt die Deutsche Geologische Gesellschaft sich auch heute mit den Bestrebungen des Deutschen Ausschusses für den mathematischen und natur- wissenschaftlichen Unterricht einverstanden; insbesondere unterstützt sie den Wunsch, der Geologie eine selbständige Behandlung im Rahmen des naturwissenschaftlichen Unterrichts unserer höheren Schulen zu sichern. Sie befür- wortet, die Geologie in Verbindung mit der Mine- ralogie zu einem selbständigen Prüfungsfache inder Lehramtsprüfung in der Weise zu erheben, daß dieses Prüfungsfach gemeinsam mit der Chemie und den biologischen Fächern eine volle Lehrbefähigung ausmacht.” Sodann erhält das Wort Herr RECK zu einem Vortrage: „Über Erhebungskratere.“ Es mag in dieser Zeit des Streites über die selbständige Kraft des Vulkanismus nicht ganz uninteressant sein, darauf zu verweisen, daß schon in der Philosophie Griechenlands — 293 — diese Frage angeschnitten war!). ANAXIMENES?) vertrat dies- bezüglich eine Einsturztheorie und glaubte, die Erdbeben und vulkanischen Erscheinungen als Folgen von Spaltungen der Erdkruste, die durch Regen und Wärme verursacht waren, deuten zu sollen. ANAXAGORAS?) und seine Schule dagegen stellten eine Explosionstheorie auf, nach der die im Erd- innern eingeschlossenen Dämpfe sich oft unter heftigen Er- schütterungen des Bodens einen Weg zur Oberfläche bahnten. So brachte man damals schon Vulkane und Erdbeben in ursächlichen Zusammenhang, was als erster PLATO®) deutlich aussprach, während seine Vorgänger offenbar mehr seismische Vorgänge im Auge hatten und diese unbewußt durch ihre Er- klärungsversuche mit dem Vulkanismus in Verbindung setzten. Auch die eigentliche Idee der Erhebungskratere reicht bis _ ins Altertum zurück. So schreibt schon ARISTOTELES?) über den im 3. Jahrh. v. Chr. entstandenen Vulkanberg bei Methone am Hermionischen Meerbusen: „Das Erbeben der Erde hört nicht eher auf, als bis jener Wind, der die Erschütterung verursacht, aus der Erdrinde ausgebrochen ist. So ist es vor kurzem zu Heraklea im Pontus geschehen und vormals in Hiera, einer der äolischen Inseln. Auf dieser nämlich ist ein Teil der Erde aufgeschwollen und hat sich mit Getöse zu einem Hügel erhoben, so lange, bis der mächtig treibende Hauch einen Ausweg fand und Funken und Asche ausstieß“. — Auch STRABO®) folgt dem gleichen Gedanken- gang bei seiner Schilderung der Entstehung des Ätna, und ähnlich beschreibt Ovıp’) den gleichen Vorgang: Da schwillt durch der eingezwängten Dämpfe Kraft der sich dehnende Boden wie eine luftgefüllte Blase empor, er schwillt wie das Fell eines zweigehörnten Bockes. — Auch PLinıus®) läßt die Inseln Ischia und Procida durch vulkanische Prozesse aus der Tiefe des Kampanischen Golfes emporgehoben sein. !) Vergleiche hierüber: F. RAMSAUER: Die antike Vulkankunde. Programm des Kgl. humanist. Gymnasiums Burghausen 1905,06, sowie Weltall und Menschheit I, K. SaPPkr. 3) SEnEcA: Quest. nat. VI, 10. — Ferner ARISTOTELES: Meteor. 1,7 SNSENBER: a. 2.0. VI,.9. #) Prato: Phädon 113. — Ferner GaLEx: Hist. phil. 86. °) ARISTOTELES: Meteor. II, 8. 6) STRABO: VI, 1, 6. 7) Ovıp: Metamorphosen, Buch XV, 296—306. ae Prinivus: II, 88; vgl. auch III, 6, 2; XXXI, 2, 5; XXXVI, 11, 53. In age LEOPOLD von BucH (1774—1853)!) war es vorbe- halten, diese mehr naiv empfundenen philosophischen Ansichten des Altertums in das Gewand moderner Naturwissenschaft zu kleiden. Angeregt durch die Vorlesungen HUTTONs, der die Entstehung der Gebirge durch die gewaltige Kraft des sich ausdehnenden glutflüssigen Magmas im Innern der Erde lehrte, stellte er im Anschluß an seine großen Reisen in den ersten Jahren des vorigen Jahrhunderts (1798 Vesuv, 1802 Auvergne, 1815 Canaren) seine berühmte Theorie der Erhebungs- kratere?) auf, die zunächst in glänzendem Siegeslauf zu all- gemeiner Anerkennung gelangte. LEOP. V. BUCH selbst war, ebenso wie sein Freund ALEX. v. HUMBOLDT?), nur zögernd zu der Anschauung von der selbsttätig wirkenden Kraft des Vulkanismus in größtem Maßstabe gelangt, denn beide waren ja Schüler der neptunistischen Lehre WERNERs, die der vul- kanischen Betätigung nur geringfügige Bedeutung beileste, und ihre Ursache lokalen Erdbränden zuschrieb. — Aber die Natur schien gerade zu jener Zeit ihre Theorie durch die plötzliche Entstehung des Mt. Nuovo in den phlegräischen Feldern, wie auch durch die des Vulkans Jorullo in Mexiko glänzend bestätigen zu wollen. — Erst lange Kämpfe brachten nach BucHs Tod seine einst in seltener Einstimmigkeit angenommene Theorie zu Fall. Nun folgte auf diese Geologie der Gewaltakte in der Natur als Reaktion die vornehmlich durch SCROPE*) und LYELL?) vertretene Lehre der ausschließlichen langsamen Akkumulation, des allmählichen Wachsens der Vulkanberge durch oberflächliche Aufschüttung und der allmählichen Umgestaltung der ganzen Erdoberfläche. Die Vulkane ließ man nun samt und sonders auf Spalten auftreten, indem man dadurch die eigenartige, meist zonare Anordnung der größten Vulkangebiete der Erde zu erklären suchte. So sank der Vulkanismus zur Rolle einer nebensächlichen Begleiterscheinung tektonischer Bewegungen herab, während die genialen Darlegungen und Gedanken !) SAPPER: Aus eltall und Menschheit. Herausgeg. v. H. Krämer. ?) LeoP.v.BucH: U.a.: Über Erhebungskrater und Vulkane. Berlin 1835; ferner auch Physikalische Beschreibung der Canarischen Inseln. Berlin 1825. 3) ALex. v. HumBoLpT: Über Bau und Wirkung der Vulkane. Berlin 1824; auch Kosmos 1. *) POULETT SCROPE: Considerations on Volcanoes. London 1825. — Volcanoes of Central France. London 1858. — Volcanoes. Il. Ausg. London 1872. 5) LyveuL: Prineiples of Geology London. Vergl. auch HARTUNG: Über Erhebungskratere. Leipzig 1862. BE WERE — ed BucHs und HUMBOLDTs nur mehr historisches Interesse zu haben schienen, bis durch die aufsehenerregenden Arbeiten BrAncas'), LÖWLS?), GEIKIES?) zum ersten Male wieder energisch auf die dem Magma innewohnende eigene Kraft hingewiesen wurde, wonach Vulkane sehr wohl auch ohne Spalten aufzu- treten vermögen. BRANCA wies dies zunächst unwiderleglich für die Vulkanembryonen der Schwäbischen Alb nach, GEIKIE besonders für eine große Zahl von Vulkanen in Schottland. Seitdem haben sich zahlreiche Beobachter diesen Ansichten angeschlossen und neue bestätigende Tatsachen aus anderen Gebieten gesammelt?). — Soweit die historische Entwicklung des Vulkanismus bis zum heutigen Tage. — Alle neueren Arbeiten über die Unabhängig- keit desselben von der Tektonik suchen diese je- doch nur durch die Beziehungen der Lage der Vulkane zu Spalten zu beweisen. In dieser Beziehung wird man heute zugeben müssen, daß es, nach den Lagever- 1) W. BrancA: Als besonders wichtig seien erwähnt: Schwabens 125 Vulkanembryonen. Stuttgart. Jahresh. d. Vereins für Vaterl. Natur- kunde 1894/95. — Über die Entstehung der vulkanischen Durehbohrungs- kanäle im Gebiete von Urach. Ebenda. 1897. — Neue Beweise für die Unabhängigkeit von Vulkanen von präexistierenden Spalten. N.Jahrb. Min. 1898. — Zur Spaltenfrage der Vulkane. Sitz.-Ber. Math.-Physik. Klasse d. Preuß. Akad. d. Wiss. Berlin 1903, Bd. 36. — Die Griesbreccien des Vorrieses als von Spalten unabhängige früheste Stadien embryonaler Vulkanbildung. Ebenda 1903. — Vulkane und Spalten. Mexiko 1907. 2) Löw: Spalten und Vulkane. Jahrb. d. k. k. geolog. Reichs- anstalt Wien 1886, Bd. 36. 3) A. GEiKIE: On the Carboniferous volcanie rocks of the basin of the Firth of Forth. Transact. Roy. Geolog. Soc. Edinburgh 1879, Vol. H. — Ancient Volcanoes of Great Britain. London 1897. (2 Bd.). — Textbook of Geology. 1903. *) Ich möchte hier nur einige wenige solcher Forschungen als Beispiele anführen: E. Fraas: Begleitworte zu Blatt Kirchheim der geologischen Karte von Württemberg. — BückınaG: Über die vulkanischen Durehbrüche in der Röhn und am Rande des Vogelsberges. Beiträge zur Geophysik von Gerland, Bd. VI, 1903. — M. Bauer: Zur Spalten- frage der Vulkane. Sitz.-Ber. der mathem.-physik. Kl. d. Kgl. Preuß. Akademie d. Wissensch. Berlin 1900. — E. ZımMERMANN: Der Bau der Gegend von Goldberg. Jahrb. Kgl. Preuß. Landesanst. für1902, Bd. XXIII, 1905. — A. Srüßen: Die Vulkanberge von Eeuador. Berlin 1897. — E. Böse: Sobre la independencia de los volcanes de grietas preexi- stentes. Memorias de la Soc. „Alzate* Mexiko, Bd. XIV. — Vorz: Sumatra. Sitz.-Ber. Kgl. Preuß. Akademie d. Wissensch., Math.-Physikal. Kl. Berlin 1907. — BURCKHARD: Profiles geologiques transversaux de la Cordillere Argentino-Chilienne. Anales del Museo de La Plata 1900. — H. Reck: Isländische Masseneruptionen. Kokkns geolog. u. palä- ontolog. Abhandlungen 1910. (Im Druck.) re hältnissen zu urteilen, zwei große Gruppen von Vulkanen gibt, einmal die auf Spalten gelegenen und dann die mit keiner Spalte in Zusammenhang stehenden',. Auch BucH und HUMBOLDT hatten schon eine Einteilung der Vulkane nach ihrer Lage gegeben, indem sie die beiden Gruppen der Reihen- vulkane und der Zentralvulkane aufstellten, wenngleich diese Einteilungsweise mit der zuerst angeführten durchaus nicht ganz ident ist, d.h. es mag sehr wohl Zentralvulkane geben, die auf einer Spalte aufsitzen, während andererseits auch manche Vulkanreihe sich als von vertonle len Spalten unab- hängig erweisen mag. Jedenfalls war dieser Weg des Nachrenee nicht der von LEOPOLD VON BUCH gewiesene. Nach ihm hatte das Magma nicht nur die Kraft, sich selbst zur Oberfläche Bahn zu brechen, vielmehr sollte es befähigt sein, die überlastenden Sedimente emporzuwölben und wegzusprengen. So entstanden bekanntlich seine Erhebungskratere?) „die Reste einer großen Kraftäußerung aus dem Inneren, die ganze Quadrat- meilen große Inseln auf ansehnliche Höhe erheben kann und erhoben hat“. Er unterscheidet sie scharf von Vulkanen, „die fortdauernde Essen sind und die Verbindungskanäle des Inneren mit der Atmosphäre darstellen“. — Die Art der Auf- wölbung wurde mit einer. Blase verglichen, die schließlich platzt, HUMBOLDT hat sie auch mit einem vom Wind geblähten Segel verglichen?). Aber diese Vergleiche kennzeichnen sich doch wohl selbst als nebensächliche Veranschaulichung eines gewaltigen Vorganges, was schon ihre Verschiedenartigkeit beweist?). Sie gehören also zweifellos nicht zum Wesen der BuchHschen Theorie, so daß es meines Erachtens für diese völlig gleichgültig ist, ob nun diese Hebung durch ein lang- sames oder plötzliches Aufheben, durch geringe oder starke !) In einer kleinen Arbeit habe ich als eines der Ergebnisse meiner Island-Expedition 1908 einen großen Massenvulkan (Schildvulkan) be-. schrieben, der nachweislich, auf Grund von Beobachtung, noch 300—400 m tief unter die Basis seiner Lavadecken, die ihrerseits wiederum 500600 m mächtig sind, von jeder Spalte unabhängig zur Oberfläche durchgedrungen ist. (H. Reck: Ein Beitrag zur Spalten- frage der Vulkane. Zentralbl. Min. 1910, Nr. 6.) 2) L. v. Buch: Über Erhebungskratere und Vulkane. Gesammelte Schriften S.272 und PoGGENDORFFS Annalen der Physik u. Chemie 1836, Bd. 37. ®) A. v. HumBoLprT: Kosmos 1. *) Dies erwähnten schon BRANCA u. FrAAS in: Das vulkanische en bei Nördlingen. Abhandl. der Kgl. Preuß. Akad. d. Wissensch. a Neigung der Schichten, an regelmäßigen oder unregelmäßigen Flexuren, schließlich auch an Flexuren oder an Verwerfungs- linien geschah. Den Kern der Theorie sehe ich vielmehr in den beiden wichtigen Punkten: 1. Dem Schmelzfluß wohnt die Kraft inne, ohne tektonische Hilfe emporzudringen. 2. Der Schmelzfluß kann die überlastenden Ge- steinsdecken, unter periklinaler Aufrichtung der Schichten um den Durchbohrungspunkt, durch- brechen. Daß letzteres nicht in allen Fällen geschah, war LEOPOLD v. BUCH nicht unbekannt; denn er kannte sehr wohl die von den Durchschußröhren der Maare glatt ab- geschnittenen Sedimentdecken; doch hielt er diese, indem er sie mit Pistolenschüssen verglich, für unbedeutende Äuße-- rungen der vulkanischen Kraft. Bei stärkerer Kraftentfaltung hielt er jedoch die Entstehung eines Erhebungskraters für die Regel. — Während der erste Punkt durch das Studium der Lage- beziehungen der Vulkane in den obenerwähnten Arbeiten als richtig nachgewiesen wurde, wurde der zweite Punkt nur ganz vereinzelt und mit Vorbehalt in der neueren Literatur anerkannt. Tatsächlich ist er auch in seiner verallgemeinernden Form unseren heutigen Kenntnissen widersprechend, aber auch nur in dieser Verallgemeinerung liegt sein Fehler; denn es gibt tatsächlich Erhebungskratere und Ge- bilde, die solchen sehr nahe stehen, wie Ihnen meine folgenden eigenen Beobachtungen und einige Beispiele aus der Literatur zeigen mögen; doch scheinen Erhebungskratere nur in be- sonderen, bis heute noch zu wenig beachteten und studierten Fällen vorzukommen, während sie Buch als allgemeine Regel betrachtete. — Ich kann keine Beschreibung dieser Erscheinungen geben, ohne vorher eine mit ihnen aufs engste verwandte Bildung kurz zu besprechen. Dies sind die Lakkolithe (Aaxxos = Zisterne; Ai$oc — Stein). Die Lakkolithe sind keineswegs ein besonderer Typ vulkanischer Wirksamkeit; es sind einfach steckengebliebene, unfertige oder „unvollkommene“') Vulkane. !) So genannt von GILBERT und OROSS. — V. DE DERWIES nennt sie „verkümmerte“ Vulkane. (Recherches geologiques et petrographiques sur les laccolithes des envirous de Piatigorsk. Genf 1905.) 20 —. Zu — Sie beweisen dies aufs beste durch die zahlreichen Übergangs- formen, durch die sie mit den extrusiven Formen des Vulka- nismus verbunden sind. Eine Beschreibung der Erhebungskratere setzt also aus entwickelungsgeschichtlichen Gründen eine diesbezügliche Betrachtung der Lakkolithe voraus. Der erste, der die Natur der Lakkolithe erkannte und beschrieb, und der damit gleichzeitig die selbständige, hebende Kraft der vulkanischen Massen neuerdings wieder betonte, war GILBERT'). Er zeigte, daß der Schmelzfluß in großen linsen- bis kuchenförmigen, symmetrischen oder asymmetrischen Massen in die Erdkruste eindringe und diese selbst empor- wölbe, so daß die Lakkolithberge von einem Schichtmantel überdacht erscheinen, der an den Seiten periklinal geneigt ist, auf der Höhe der Erhebung dagegen horizontal lagert. Die verschiedenen Denudationsstadien dieser regellos angeord- neten, kuppenförmigen Erhebungen, bei denen teilweise auch die intrusiven Kerne bloßgelegt sind, lassen aufs klarste die Richtigkeit der GILBERTschen Erklärung erkennen, die ja heute auch im Prinzip wohl ziemlich allgemeine Annahme gefunden hat’). Vor allem bezweifelte zunächst wohl nur noch REYER?) das jüngere Alter der Intrusivgesteine im Ver- hältnis zu den umgebenden Sedimentgesteinen. Süss*) da- gegen, der die intrusiven Vorgänge samt und sonders auf das Vorhandensein von Spalten zurückführt, will auch in diesem Fall die Hohlräume, in die der Schmelzfluß eindrang, tek- tonisch angelegt sein lassen, indem durch Gebirgsdruck Faltungen und Schichtaufblätterungen hervorgerufen würden. — Die Unmöglichkeit dieser Anschauung wurde bereits aufs schärfste von J. E. WOLLF°) dargetan, der auf Grund seiner Untersuchungen in den Crazy Mountains zu einem mit GILBERT diesbezüglich völlig übereinstimmenden Resultat gelangte. Auch BrAaNnCA und FRAAS®) sprachen sich auf Grund ihrer ') GILBERT: Geology of the Henry Mountains. Washington 1877. ?2) Ich verweise nur auf: Löwr: Eine Hebung durch intrusive Granitkerne. Verhandl. d. k. k. geolog. Reichsanstalt Wien 1884. Besonders auch SaLomon: Über die Granitkerne der Alpen. mass bericht der Königl. Preuß. Akademie d. Wissensch., Mathem.-Physik. Klasse 1900. — Vgl. auch NeumaAyr: Erdgeschichte I. Leipzig1887. 5.180. 3) RevEr: Theoretische Geologie. Stuttgart 1888. S. 135. *) Süss: Antlitz der Erde Il. S. 218. 5) J.E. Worur: The Geology of the Crazy Mountains, Montana. Bull. geolog. Soc. America 1892, Bd. III. 6) BrancA und FRrAAasS: a.a. 0. 8.22. (Hier sind auch die von WOLLF angegebenen Gründe für seine Ansicht zusammengefaßt.) — a Untersuchungen am Nördlinger Ries, wie auch auf Grund des Nachweises zweifellos spaltenlos zur Oberfläche durch- gedrungener Vulkane!), gegen die Süsssche Hypothese aus Vor allem scheint mir aber die SüÜsssche Ansicht durch die Formen der Lakkolithberge und ihre Lage widerlegt zu werden. Würden sie nämlich tektonischen Linien folgen, so müßten sie doch, wenn auch nicht auf Spalten, so doch auf Schwächezonen, wie etwa zahlreiche Vulkane, auftreten. Dies kommt zweifellos vor, ist aber durchaus nicht die Regel; so liegen sie gerade in Amerika vornehmlich auf den den Ge- birgen vorgelagerten, ungestörten Plateaus, aus denen sie als kuppelförmige Aufwölbungen des Bodens hervortreten. Dies zeigt nicht nur das von GILBERT?) untersuchte Gebiet, sondern seinen Arbeiten folgte in rascher Folge eine Zahl von Unter- suchungen damals noch nicht bekannter Gebiete, die genau analoge Verhältnisse aufweisen. So die Arbeiten von CROSS?), WOLLF®), WEED°), JAGGAR®) und anderen sowie eine Reihe von Experimenten von Howe’) und Kartierungen anderer amerikanischer Survey-Geologen in den letzten Jahren®). Auf letztere werde ich noch zurückkommen, da die von ihnen für die Theorie der Erhebungskratere beobachteten und in die Karten eingetragenen Tatsachen meines Wissens noch nicht verarbeitet wurden. — Die Experimente von Howe’), die keinerlei Störungen durch irgendwelche tektonische Vorgänge berücksichtigten, brachten sämtliche Erscheinungsformen der Lakkolithe zum Ausdruck. Dies ist zum mindesten beweisend dafür, daß solche Störungen zur Erklärung der ge- gebenen Erscheinungen nicht als notwendig voraus- gesetzt werden müssen. !) BrancA: Vulkanembryonen. 2) GILBERT: 2.2.0. 3) W. Cross: The laccolithie Mountain Groups of Colorado, Utah and Arizona. U. St. Annual Rep. 1892 —93, S. 165— 242. 4) WOLLF: a.a.0. 5) W. H. Weep und L. V. Pırsson: Geology and Mineral Re- sources of the Judith Mountain of Montana. U. St. Geol. Surv. Annual Rep. III, 1898, S. 137. — Dieselben: Geology of the Little Belt Mountains, accompanied by a record on the petrography of the igneous rocks of the district. U. St. Geol. Surv. IX, 1900, S. 387. 6) T. A. JaGGAR: The laccoliths of the Black Hills. U. St. Geo. Surv. 1899 —1900, III. 7), Howe: U. St. Geol. Surv. 1899 — 1900. 8) Es sei mir hier gestattet, meinem Kollegen, Herrn Dr. vox STArrF, herzlichst für den Hinweis auf zahlreiche Literaturangaben und Kar- tierungen zu danken. 20* — A — Betrachten wir nun die nicht aus völlig ungestörtem Grund herausgehobenen Lakkolithberge, so zeigt sich, daß auch diese keineswegs Spalten oder Bruchzonen folgen; wenn sie dagegen überhaupt zonar auftreten, so läßt sich beob- achten, daß sie mit Vorliebe Schichtantiklinalen folgen, also Zonen, in denen ein Teil des Gewölbedrucks der Sedi- mentdecken durch die Auffaltung ausgelöst war, so daß diese Zonen für eine unterirdische Injektion besonders geeignet waren. Dies ist im großen das Prinzip, dem auch die In- trusion im kleinen folgt. Stock- oder linsenartige Ausbreitung des Intrusivgesteins findet mit Vorliebe in weichen, leichter nachgiebigen Gesteinen statt, während in spröden, harten Ge- steinen (Sandstein, Kalk) das Intrusionsmaterial entweder sich deckenartig zwischen den Schichtflächen verbreitet oder die Gesteinsdecke durchbricht. — In beiden Fällen aber steht der Schmelzfluß in keinerlei notwendigen Bezie- hungen zu Spalten; er wählt naturgemäß nur die- jenige Richtung zum Vorwärtsdringen, in der er dem geringsten Widerstand begegnet; solche Stellen sind die Antiklinalen, zu denen der Schmelzfluß aus eigener Kraft emporsteigt, gleichgültig, ob Spalten vorhanden sind oder nicht. Die geringe Rolle, die Spalten für sein Emporsteigen spielen, zeigt die Tatsache, daß in absolut ungestörten Gebieten die Intrusionen ebenso häufig sind wie in gefalteten, ferner auch der Umstand, daß der Schmelzfluß trotz des Vorhandenseins naher, vermutlich tiefgreifender Verwerfungsspalten sehr oft neben diesen empor- drang. Häufig steht dann der Lakkolith auf einer Antiklinale; aber auch dies ist nicht notwendig, wie zahlreiche Beispiele demonstrieren‘, Da aber Lakkolithe nur unvollkommene Vulkane darstellen, sei es mir gestattet, darauf zu verweisen, daß auch viele der großen Stratovulkane der Erde, z. B. eine ganze Anzahl der gewaltigen mexikanischen Vulkane sowie zahlreiche Vulkane der Andenkette, weit abseits von den Hauptbruchspalten des Gebietes auf den Schichtantiklinalen des unterlagernden Gebirges auftreten. Jedoch sprechen nicht nur Lage und Verteilung der Lakkolithe, auch nicht nur theoretische Erwägungen über den Vorgang der Intrusion (WOLLF), gegen die Süsssche An- schauung der tektonischen Vorbildung von Hohlräumen, die dann nur passiv vom Schmelzfluß ausgefüllt wurden, sondern vor allem spricht dagegen die Form der Lakkolithberge !) Ich verweise hierüber auf die Karten der oben zitierten Werke. on selbst. Wenn ich von den möglicherweise mit Spalten oder vorhergehenden Auffaltungen zusammenhängenden, stark nach einer Richtung gestreckten Vorkommnissen von Lakkolithen absehe, so ist die charakteristische Form eines Lakkolith- berges durch die kuppelförmige AufwölbungderSchichten über einer rundlichen Basis gekennzeichnet!). Eine kreisrund erhobene Geländeform ist aber eine für tektonische Kräfte unmögliche Form. Sie läßt sich weder aus Verwerfungen noch aus Faltungen ab- leiten. SÜss?) selbst hat diesbezüglich gesagt: „daß durchaus keine Kraft bekannt sei, die imstande wäre, zahlreiche kleine und große Gebirgsstücke einzeln und zwischen glatten Flächen Fig. 1. Fig. 2. Fig. 3. Scheep Mountain. Bald Mountain. Lakkolithische Intrusionen als Beispiele sowohl bruchloser Aufwölbung als auch der Emportragung an Verwerfungslinien. Wyoming, South Dakota. emporzutragen und im Gegensatz zur Schwerkraft dauernd in dieser Stellung festzuhalten.“ Da nun aber tatsächlich durch Lakkolithe solche Geländeformen geschaffen wurden (vgl. Fig. 2), so dürfte man den Süssschen Ausspruch dahin modifizieren: „daß durchaus keine tektonische Kraft bekannt sei... .“, die dazu imstande wäre. !) Wenn auch die Lage der Magmazufuhrwege dieser Lakkolithe eine in den meisten Fällen durchaus hypothetische ıst, so muß sie doch bei kreisrunden symmetrischen Lavakuchen nach mechanischen Prinzipien zentral unter der höchsten Höhe der Aufwölbung vermutet werden. 2) E. Süss: Antlitz der Erde ], 741. —. a — Ob nun aber die Lakkolithe die ihnen über- lagernden Schichten nur aufwölben oder an Ver- werfungslinien emportragen, ist lediglich ein gra- dueller Unterschied, der wohl bis zu einem gewissen Grade von der Sprödigkeit des umgebenden Gesteins abhängt, keinesfalls aber ausschließlich, wie die sich unter gleicher Sedimentdecke verschieden verhaltenden Lakkolithe in Wyo- ming') deutlich hervortreten lassen. Der bestimmende Einfluß muß hier im Magma gelegen haben. Die beigegebenen Figuren lassen dies deutlich erkennen’). Sie zeigen alle drei lakkolithische Intrusionen unter die fast gänzlich ungestörten, flach gelagerten, nur schwach ein- seitig fallenden Schichten des Carbons.. Während aber in Fig. 3 nur eine schwache Emporwölbung der Schichten das Resultat einer verhältnismäßig geringen Intrusion war, ist die Aufbiegung durch den größeren Lakkolith in Fig. 1 sehr viel stärker. Hier ist der intrusive Kern durch die starke Denu- dation freigelegt. Zum System dieser Bear lodge Mountain- Intrusion gehört auch die rundliche Steilkuppe des unmittel- bar benachbarten Sheep Mountain (Fig. 2). Diese Intrusion muß unter bedeutender Kraftentfaltung vor sich gegangen sein. Sie bog die Schichten nicht nur an ihren Rändern scharf empor, sondern sie verwarf die ganze zentrale Partie des Berges um etwa 500 m an nahezu senk- rechten Bruchflächen. — Die Brüche sind im OÖ, W und S des Berges deutlich sichtbar, im N gehen sie in eine steile Flexur über. — Die Denudation hat den intrusiven Kern noch nicht bloßgelegt, doch verrät er sein Dasein durch das an zwei Stellen beobachtete gang- und deckenförmige Vor- kommen intrusiven Gesteines an seinem südlichen Fuße. Hier ist also ein etwa kreisrundes Gebirgsstück an senkrechten Bruchrändern etwa 500 m hoch, entgegen der Schwerkraft, emporgehoben und in dieser Lage gehalten worden. — Ein diesen erst in den letzten Jahren kartierten Vor- kommnissen analoges Beispiel wurde bereits vorher von BRANCA und FRAAS®) aus Deutschland beschrieben, wenn- ) N. H. Darron: Wyoming, South Dakota. Sundance folio (Nr. 127). — N. H. Darron und C. C. O’HArrA: Wyoming, South Dakota, Montana. Aladin folio (Nr. 128). 2?) Diese Figuren sind unter Weglassung unwichtiger Details den oben zitierten Kartenblättern entnommen. Es sei besonders betont, daß sie die natürlichen Verhältnisse des geologischen Baues darstellen und keineswegs schematische Zeichnungen sind, mit Ausnahme der Lage der Magmakanäle, die natürlich hypothetisch ist. 3) BrRANCA und FrAAs: Das Nördlinger Ries. a.a..O Se IE gleich hier durch nachträgliche Versenkung die Scholle sich tatsächlich nicht dauernd entgegen der Schwerkraft auf ihrer Höhenlage halten konnte. Auch im Nördlinger Ries wurde ein kreisrunder zentraler Gebirgsteil durch die Gewalt eines eindringenden Lakkolithen an peripheren Brüchen empor- getragen und rutschte auf das flachlagernde Vorland ab, so zu periklinal um den Rieskessel angeordneten Überschiebungen Anlaß gebend. Da wir nunmehr das zweifellose tatsächliche Vorkommen von mehr oder minder senkrechten - Emporhebungen der Erdkruste in kreisrunder Form an einigen Beispielen kennen gelernt haben, und da solehe Erscheinungen sich durch die Kräfte der Tektonik nicht erklären lassen, da sie ferner sehr oft von tektonischen Linien gänzlich unabhängig auftreten, müssen wir die treibende Kraft dieser Bildung in anderen Ursachen zu finden suchen; und diese Ursache kann nur im Magma selbst liegen und muß von diesem ausgehen. — Da aber in gleichem Material unter gleichen Vorbedingungen tiefe Brüche eine weitergehende Störung des Materials zum Grunde haben als Flexuren, so ist schon aus diesem Grunde die bruchlose Schichtaufwölbung im Umkreis der Lakkolithkerne auf dieselbe Ursache zurück- zuführen. — Dazu kommen noch die zahlreichen, bereits von anderer Seite geltend gemachten Gründe (a. a. O.). Die Schichtaufwölbungen und Verwerfungen im Umkreis der Lakkolithe sind also keinesfalls not- wendig — und sind in den meisten Fällen tatsäch- lich nicht — durch tektonische Kräfte vorbereitet, sondern wurden vom Magma aus eigener Kraft erst geschaffen. — Dabei soll es hier unentschieden bleiben, ob wir die Ursache der Aufwölbung im wesentlichen in der aktiven Kraft des Magmas selbst zu suchen haben oder etwa in einer Erwärmung und Volumenzunahme der überlagernden Gesteine. — Eine Übertragung der hier ausgeführten Verhältnisse auf die Oberfläche der Erde würde uns einen vollständigen Er- hebungskrater vor Augen führen. Es ist daher zunächst wichtig, festzustellen, in welcher Weise Intrusionen auch zur Eruption gelangt sind. Doch möchte ich hierbei die Spalten- frage der Vulkane nicht weiter berühren, da einerseits bei dem soeben erbrachten Beweis der Möglichkeit des selb- ständigen Eindringens der Intrusion, auch die schließliche Ex- — old trusion naturgemäß ohne Spalten vor sich gehen kann,. und da andererseits gerade hier soche Eruptionen vielfach natür- lich auf Spalten stattfinden würden, die nicht die Tektonik, sondern der empordringende Lakkolith aufgerissen hat. Inso- fern scheinen mir diese Verhältnisse zur Erörterung der Spaltenfrage an sich nicht besonders geeignet. — Für die Kenntnis der Verknüpfung von Intrusion und darauffolgender Eruption haben nun die Forschungen des letzten Jahrzehnts eine Reihe von Beobachtungen geliefert, deren wichtigste ich kurz zusammenfassend hier aufführen möchte. Als erste wiesen auf diesen Zusammenhang und auf die Analogie der Verhältnisse mit den BuCHschen Erhebungskrateren BRANCA und FrAASs!) gelegentlich ihrer Bearbeitung des Nörd- linger Rieses hin. Dort folgte nach dem Empordringen des Lakkolithen, also nach der fertigen Ausbildung der Über- schiebungen, die Eruption loser Massen (Vulkanembryonen), ohne daß es zum Austritt von geflossener Lava kam. Die Eruptionspunkte liegen kranzförmig um den Kessel des Rieses herum. — Jedoch haben diese eruptiven Vorgänge keine Ver- änderung in der Lagerung der von ihnen durchbrochenen Schichten verursacht. — Anders liegen die Verhältnisse in den Lakkolithgebieten Amerikas. Dort kam es zu bedeutenderer eruptiver Tätigkeit, durch die stellenweise die den Vulkanschlot umlagernden Schichten wesentlich disloziert wurden. Sehr klar zeigt diese Verhältnisse z. B. der nordöstlich der Crazy Mountains ge- legene Castle Mountain’). Dort stehen gewaltige Ergüsse von Strömen und den Schichten eingelagerte Tufflagen in Verbindung mit dem intrusiven Kern des Gebirgsstockes. Die vulkanischen Vorgänge dauerten vom Anfang bis zum Ende des Tertiärs mit schwankender Heftigkeit fort. Doch hier könnte man immerhin noch die periklinale Aufrichtung des Nebengesteins auf die ausschließliche Wirkung der Intrusion zurückführen. Ausgeschlossen erscheint diese Deutung jedoch bei Betrachtung des hier beigegebenen Profils, das ich der Karte HILLS’°) ent- nehme. Die Intrusionen der Spanish Peaks gehören, ebenso wie die extrusiven Vorgänge, langen Zeiträumen an, die gleichzeitig mit der allgemeinen Hebung des Landes im Anschluß an die Kreidezeit einsetzen, und bis ins jüngere Tertiär ausgehalten haben. Auf die Intrusion eines gewaltigen Stockes unter die I) BRANCA und FRAAS: a.2.0. 2) W.H. Weep: Montana, Little Belt Mountains folio (Nr. 56) 1899. ?) R. C. Hırıs: Colorado, Spanish Peaks folio (Nr. 71) 1901. NS ANDN— mesozoischen Schichten des West Peaks folgte dessen Aufreißen an einer 5—6 km langen und ca. 1 km breiten Spalte, auf der die vulkanischen Massen zur Oberfläche gehoben wurden. Als Resultat dieser Eruptionen finden wir eine peri- klinale Stellung der Eocänschichten um den Aus- bruchsspalt. Die Aufrichtung der am Kontakt meta- morphen Schichten steigt stellenweise bis zu 40°, ist also eine recht bedeutende. Das Profil läßt jedoch noch eine zweite vulkanische Aufrichtung der Schichten erkennen. Diese zeigt sich am East Spanish Peak. Dort hob unter er- neuten intrusiven und extrusiven Vorgängen die Kraft des Magmas die Gesteine des Peaks zwischen U-förmigen Brüchen stellenweise bis über 1500 m (5000) empor. Fig. 4. Verknüpfung intrusiver und extrusiver Erscheinungen mit periklinaler Aufwölbung der Sedimente. West und East Spanish Peak, Colorado. An den Bruchrändern und im Vorlande ist noch weithin die Aufbiegung der Schichten an diesen rein vulkanischen Brüchen zu beobachten'),. Durch diese zweite Aufwölbung wurde auch naturgemäß die ältere periklinale Lagerung des Eocäns um den West Peak entsprechend modifiziert, d. h. nach der dem East Peak zugewendeten Seite vermindert. All diese von einem zentralen Punkt ausstrahlenden Schichtstörungen der sonst im weiten Umkreis ungestörten?) und bruchlosen, fast horizontalen Kreide- und Tertiärschichten, weisen so auffällig auf die rein vulkanische Natur dieser Aufwölbungen hin, daß HıLLs?) selbst in seinen Begleitworten zur Karte nachdrücklich hervorhebt, daß hier die vulkanischen Kräfte die bestimmenden und markanten Züge im Bau des Gebietes geschaffen haben, ) Es sei besonders darauf hingewiesen, daß dieses Profil in keiner Weise schematisiert ist, sondern die Lagerungsverhältnisse der Schichten in der Weise wiedergibt, wie sie sich aus der im Maßstab 1: 125000 veröffentlichten Karte ablesen lassen. 2) Abgesehen von einigen anderen ebenfalls lakkolithischen, kreis- runden Störungszentren hauptsächlich im Westen. SeklınEs:=2.2..0: nicht die tektonischen. Da es sich aber hier um eruptive Vorgänge handelt, haben wir an diesem Beispiel einen reinen Erhebungskrater vor uns, ein Eruptionszentrum in engstem Zusammenhang mit gewaltigen intrusiven Kernen. Aber trotz- dem tritt gerade hier die Beeinflussung der Sedimente durch die Eruption klar hervor. Dieses Beispiel schließt in seiner genannten doppelten Eigenschaft die Kette zwischen den rein intrusiven Vorgängen der Lakkolithe und den rein extrusiven der Vulkane bzw. Erhebungskratere'). Die eruptiven Kanäle des Magmas verhielten sich in ihrer Wirkung auf die Sedimente genau analog den intrusiven Kernen: Sie veränderten dieselben am Kontakt und bogen sie periklinal um bedeutende Be- träge nach oben, ohne daßhierbeitektonische Faktoren in Betracht gekommen wären. Dieses Beispiel führt uns hinüber zu den Erhebungs- krateren. Auch hier sei es mir gestattet, zunächst einen Blick auf die Literatur zu werfen, bevor ich zur Mitteilung meiner eigenen Beobachtungen schreite. — Aus der neueren Lite- ratur kenne ich nur eine Arbeit von VOLZ, die sich klar und unzweideutig in diesem Sinne äußert. Auf sie werde ich sogleich zurückkommen, doch möchte ich erst einige Beispiele, die mir aus kartographischen Darstellungen bekannt sind, erwähnen’). !) Nach Buca sind die Erhebungskratere keineswegs notwendig mit eruptiver Tätigkeit verbunden, z. B. Palma. Diese ist hierfür viel- mehr eine nebensächliche Erscheinung und führt zu den Vulkanen hinüber. 2) Ich nehme hier absichtlich Abstand davon, die allgemein be- kannten späteren Hebungen, die aus zahlreichen vulkanischen Gebieten bekannt sind, und die oftmals Tuffe mit marinen Fossilien über den Meeresspiegel erhoben haben (Süditalien), zu erwähnen, da ihre Be- ziehungen zu den allgemeinen Hebungen der Küste einerseits und ihr Einfluß auf die benachbarten Sedimente andererseits noch zu wenig be- kannt sind, um jetzt schon auf die hier dargelegten Ideen bedeutungs- volles Licht werfen zu können. Ich lasse vielmehr absichtlich alle un- klaren und hypothetischen Verhältnisse nach Möglichkeit beiseite und beschränke mich hier auf die Mitteilung einiger weniger, aber unantast- barer Tatsachen. Aus dem gleichen Grunde lasse ich auch d’e zahlreichen bekannten Hebungen, oft großer einzelner Schollen, unerwähnt, die der Schmelz- fluß in der Tiefe losgerissen und emporgetragen haben muß. Es sei mir nur in dieser Anmerkung gestattet, auf die Existenz solcher Vor- kommnisse zu verweisen. Vergleiche hierüber z. B. die am Kontakt ver- änderte tithonische Scholle von Fontana Fredda in den Euganeen (Süss, Antlitz der Erde I. S. 195) oder die gewaltige Jurascholle des Kaiser- stuhlvulkans im Breisgau (H. Reck: Die kainozoischen Vulkane Deutsch- lands und unsere Vulkantheorien. Naturwissensch. Wochenschrift 1908, Nr. 49; ferner Knop: Der Kaiserstuhl im Breisgau, und GRÄFF: Zur Geologie des Kaiserstuhlgebirges). er 307 PIE In der großen flachen Carbonmulde Südschottlands, die wieder in sich selbst mehrfach gefältelt ist, treten carbone Vulkane nach GEIKIES!) Schilderung in typischer Weise unabhängig von der Tektonik auf; um so merkwürdiger berührt daher die Tatsache bei einer Durchsicht der zahlreichen von ihm publizierten Profile, daß eine große Zahl derselben eine deutliche Emporwölbung der Sedimente mit den konkordant eingelagerten Tufflagen rechts und links des eruptiven Schlotes erkennen .läßt. Man könnte sonach höchstens annehmen, daß alle diese Vulkane auf Antiklinalen lägen, wenn man eine Emporhebung der Schichten durch das Magma nicht zugeben will e Dies wäre allerdings eine Parallelerscheinung zu der schon erwähnten Lageverteilung anderer Vulkanketten und zonar angeordneter Lakkolithberge und mag für manche Fälle zutreffen. Immerhin hat diese Annahme, wenigstens auf alle hier in Betracht kommenden Fälle angewandt, wenig Wahr- scheinlichkeit, weil einerseits gerade von diesen Vulkanen die Unabhängigkeit von der Tektonik von GEIKIE und. den Geologen der schottischen Survey ausdrücklich betont wird, andererseits gibt GEIKiE auch Profile aus benachbarten Ge- bieten inO— W sowohl wie in N—S-Orientierung (leider sind jedoch nicht alle Profile orientiert!), die genau analoge Ver- hältnisse aufweisen. Diese Erscheinungen werden in ihrer Bedeutung keineswegs beeinträchtigt durch die besonders GEIKIE aufgefallene Eigentümlichkeit des Einsinkens der Schichten gegen den Vulkanschlot, das stets nur in dessen unmittelbarer Nachbarschaft stattfindet — eine Erscheinung, der wir haupt- sächlich die zahlreichen Profile durch diese „necks“ verdanken’). Dies sind offenbar nur nachträgliche posteruptive Nach- sackungen in den Vulkanschlot hinein, während die Erhebung der umgebenden Schichten einen viel bedeutenderen Umkreis erfaßt und regelmäßiger ist. Nach diesen Darlegungen scheint es mir sehr wahr- scheinlich, daß wenigstens manche dieser necks Erhebungs- kratere darstellen, mit periklinal um den Eruptionskanal auf- !) A. GEIkIE: Textbook of Geology. London 1885. S. 544. „Asa rule they seem to be independant of the structure of the crust, through which they rise.“ 2) Ich möchte als Beispiele von necks mit aufgerichteten seitlichen Schiehten nennen: Binn of Burntisland, Largo Law, Saline Hill, Hill of Beath, Arthurs Seat, u. a. m. Vergleiche hierzu: A. GeIkIE: The Scenery of Scotland. London 1901; derselbe: Ancient Volcanoes of Great Britain I. London 1897; derselbe: On the carboniferous volcanic rocks of the basin of the Firth of Forth. Transact. Roy. Geolog. Soc. Edinborough 1879. — BR. gewölbten Schichten. Leider kann ich diese Vermutung nicht mit Exaktheit beweisen, da mir das hierzu nötige Detail- kartenmaterial fehlt, und ich andererseits leider bei meiner Bereisung Schottlands im Jahre 1905 diese Lagerungs- verhältnisse in den Kreis meiner geologischen Untersuchungen einzubeziehen versäumt habe!). — Ich wende mich daher einem anderen vulkanischen Ge- biete zu, in dem diese Erscheinungen aus den vorliegenden Karten sich ohne Zweifel als notwendig ergeben. Zunächst Java. Von dort verdanken wir den vorzüglichen Kartierungen von VERBEEK und FENNEMA?) die Kenntnis einiger Vulkane, die als vulkanische Erhebungen anzusprechen sind. Ein Beispiel zeigt Ihnen das beigegebene Kärtchen’). Die Schichten des jüngeren Miocäns, die leicht gegen die Küste zu einfallen, sind hell gelassen. Der dunkle Kern der Karte stellt einen Eruptivschlot dar, der mit Pyroxenandesit erfüllt ist; zwischen ihn und das jüngere Miocän schiebt sich ein Kranz älteren Miocäns ein, das den Kern von allen Seiten umschließt, ein Lagerungsverhältnis, das nur durch die vulkanische, emportreibende Kraft des zentralen Kernes erklärt werden kann. Diese Tatsache bleibt auch dann zu Recht bestehen, wenn dieser Vulkankern mit seinem sedimentären Schichtenkranz nur einen Teil einer Antiklinale bildet, wie dies hier tatsächlich der Fall zu sein scheint, da zwei gleichartige Vorkommnisse von Pyroxenandesit in einer Reihe nach NO sich anschließen. Diese beiden Vorkommnisse liegen völlig im älteren Miocän, das südliche nahe an der Überlagerungsgrenze desselben vom jüngeren Miocän; dort hat dasselbe eine deutliche Ausbuchtung der angedeuteten flachen Antiklinale, d. h. eine lokale Aufwölbung derselben. bedingt. — !) Nicht unerwähnt möchte ich lassen, daß A. GEIKIE in seiner: „History of Volcanie Action during the Tertiary Period in the British Isles“ (Transactions, Vol. XXXV, Part II) einige Beispiele gibt, welche die Lakkolithen eigentümliche Aufwölbung der überlastenden Sedimente auch bei unter der Oberfläche stecken gebliebenen Gängen deutlich er- kennen läßt. So zeigt der Cleveland Dyke in einem Steinbruch bei Cockfield nicht nur schwache metamorphe Eivflüsse auf das Nachbar- gestein an, sondern die Carbonschichten sind über dem Kopfe des Ganges emporgewölbt. Ähnlich verhält sich der Cleveland Dyke bei Ayton, wo er jurassische Schichten über seinem Kopf emporwölbt (vergl. E. BARROwW: Memoirs of the geolog Survey, Geology of Oleve- land). ?) VERBEEK und FENNEMA: Description geologique de Java et Madoura (mit Atlas), Amsterdam 1896. 3) Von Kartenblatt © VII, D VII der großen geolog. Karte von Java kopiert. — 309 — Es sei nebenbei erwähnt, daß ich trotz der deutlichen Reihen- ordnung dieser drei Andesitvorkommen weder auf der Karte noch im erklärenden Text eine Andeutung oder Erwähnung einer Spalte gefunden habe; ich vermute lediglich nach den Angaben auf der Karte die Lage der Vulkane auf einer Anti- klinalen. Aber selbst das Vorhandensein einer Spalte würde meinen Schluß nicht beeinträchtigen, daß hier das Magma die Ursache der lokalen rundlichen Aufwölbungen des Geländes war, keineswegs die Tektonik. Auf letztere ist möglicherweise eine flache Antiklinale zurückzuführen (oder N S Hell: Jüngeres Miocän. Mittel: Älteres Miocän. Dunkel: Pyroxenandesit. Fig. 5. Eine vulkanische Erhebung an der Südküste von Java. 1:200000. sollte erst das empordringende Magma diese Antiklinale ge- schaffen haben?), die jedenfalls durch den Aufstieg des Magmas lokal modifiziert, d. h. ausgebuchtet, bzw. empor- gewölbt wurde'). ») Es sei bier auch erwähnt, daß unter gleichen Lagerungs- verhältnissen an einer anderen Stelle nahe der Südküste von Java (Geolog. Karte, Blatt D VIII) der Schmelzfluß nicht zum Durchbruch kam, sondern lediglich eine kuppenförmige Aufwölbung der über- lagernden Schichten bewirkte. Als Resultat der Denudation sehen wir ol Die Lage der Vulkane auf Antiklinalen ist für ganz Java sehr bezeichnend. Hier möchte ich jedoch nur noch ein Beispiel einer vulkanischen Erhebung anführen, die offenbar in keinerlei Zusammenhang mit der Tektonik des Gebietes steht. Es folgen an der Nordküste drei große erloschene Andesit- vulkane hintereinander in südlicher Richtung. Die Größe der- selben nimmt nach Süden zu ab. Der nördlichste, der Ngargo- poero ist der 'gewaltigste; es sind noch Reste seines Kraters vorhanden. Zwischen ihm und dem Poetjak, der nach Süden unmittelbar sich anschließt, ist nach VERBEEK!) eine kleine Mulde tertiären Gesteins aufgeschlossen. Es scheint mir jedoch wahr- scheinlicher, daß es sich hier nicht um eine Einmuldung einer wurzellosen Scholle, sondern um ein in die Tiefe setzendes Stück Tertiär handele. Jedenfalls aber liegt dieser kleine tertiäre Schichtkomplex, der auf allen Seiten von Eruptivgestein umgeben ist, in einem auffallend viel höheren Niveau als die gleichalterigen Schichten der unmittelbaren Vulkanumgebung. Ich kann den Grund dieser Niveauverschiebungen nur in der vulkanischen Hebung dieses Gebirgsstückes sehen, da eine so starke tektonische Aufwölbung in dieser Gegend gänzlich überraschend wäre. — Die den Vulkanen an- gelagerten Schichten liegen nämlich durchweg flach, bis auf eine breite Antikline, die, von Osten heranlaufend, gegen das Vulkanmassiv zu sich verliert. Noch rätselhafter aber gestalten sich die Lagerungsverhältnisse bei dem kleinsten und süd- lichsten dieser Vulkane, dem Boetak, ohne die Zuhilfenahme vulkanischer Kräfte. — Doıt müssen sie auch VERBEEK, der an eine vulkanische Hebung nicht gedacht zu haben scheint — wenigstens die Möglichkeit einer solchen nirgends erwähnt — , aufgefallen sein, denn er trug glücklicherweise auf einen sroßen Teil der Umgebung des Berges die Fallzeichen der Schichten ein. Diese Fallzeichen umfassen einen Winkel von ca. 200° und fallen sämtlich radial vom Berge weg. Es ist dies, zumal bei der schon vorher erwähnten Tektonik des Gebietes, ein deutlicher Beweis der periklinalen Hebung der ein der oben gegebenen Karte ganz ähnliches Bild auf der Karte vor uns. Das umlagernde flache Miocän wird von einem runden Fleck älteren Miocäns unterbrochen, dem allerdings der zentrale vulkanische Kern noch fehlt, da derselbe noch nicht bloßgelegt ist. Auch hier also wieder eine kreisrunde, gehobene Geländeform, die sich nach tektonischen Prinzipien nicht erklären läßt, sondern vulkanische Kräfte voraussetzt. Zudem tritt diese Kuppe offenbar in völlig selbständiger Lagerung auf; wenigstens ist in ihrer Umgebung von Sal und Antiklinalen nichts zu beobachten. !) Geolog. Karte von Java und Madoura. Blatt B VI. — I Sedimente durch den Vulkanberg selbst. Der Vulkan Boetak stellt also einen echten Erhebungskrater dar. — Ich komme nun noch auf das Vulkangebiet von Borneo zu sprechen. HoOZE') war es bei seinen Untersuchungen nicht entgangen, daß die eocänen Schichten um die Eruptionspunkte häufig aufgerichtet waren, jedoch suchte er den Grund hierfür hauptsächlich in der Anlagerung des Eocäns an die Eruptiv- gesteine. Die Unmöglichkeit dieser Annahme hat VoLz?) her- vorgehoben und gleichzeitig darauf hingewiesen, daß eine befriedigende und alle Verhältnisse berücksichtigende Erklärung nur durch eine vulkanische Hebung gegeben werden könne. HOOZE selbst scheint schon gelegentlich den Gedanken vulkanischer Einflüsse auf die Hebung gehabt zu haben, wie mir aus einigen von VOLZ zitierten Stellen hervor- ‘ zugehen scheint. Er schreibt: „Bei dieser Hebung... . bildete die Linie, wo die großen Tiefen in der Makassarstraße beginnen, wieder die Hauptdrehungsachse .... Sicher fanden partielle und lokale Drehungen um andere Achsen und Durchbrüche von jüngeren Eruptivgesteinen statt.“ An einer anderen Stelle spricht er sich ähnlich aus: „Die Tatsache, daß auf einigen Punkten die Lagen vertikal, ja selbst überkippt sind, kann allein durch starke Faltungen, vermutlich, obschon nicht absolut notwendig, zusammen mit Eruptionen nach oder während der Absetzung der eocänen Formation erklärt werden.“ Jedenfalls liegt in diesen Worten eine bedeutende Unter- schätzung der vulkanischen Einflüsse auf den tektonischen Bau der Insel. Diese erkannte als erster VOLZ in ihrer ganzen Bedeutung. Er betonte an der Hand von Profilen und Karten- skizzen scharf die Unmöglichkeit der Schichtaufwölbungen im Anschluß an die Tektonik und zeigte die enge Anschmiegung der Fallrichtungen der Eocänschichten an die Diabaszüge der Insel, deren hebende und aufwölbende Beeinflussung er dar- legte. — Wenn es sich hierbei vermutlich auch um Massenergüsse über Spalten handelt, so ist damit doch das Entstehungsprinzip, wenn auch nicht die äußere Form eines Erhebungskraters gegeben, denn die aktive Kraft des Magmas betätigte sich in offen- kundiger Weise durch die Aufwölbung der Sedimente im Umkreis der Eruptionsspalte — !) Hooza: Jaarboek van het Mijnzwezen van Nederlandsch Ost- Indie 1883 II. 2) W. Vorz: Die Insel Palo Laut bei SO-Borneo als Beispiel einer Hebung durch einen Massenerguß. N. Jahrb. Min, Beil.-Bd. XX, 1905. VoLz kommt nun freilich zu dem Resultat, daß nur große Masseneruptionen unter geeigneten Umständen imstande seien, lokale Hebungen und Dislozierungen zu verursachen. Ich werde nunmehr an der Hand meiner Beobachtungen auf Island zu zeigen versuchen, daß dazu keineswegs große vulkanische Massen notwendig sind, sondern daß schon Vulkanembryonen imstande sind, dieselben Erscheinungen her- vorzurufen. — Wie bei den Vulkanen, so haben wır auch bei den vulka- nischen Erhebungsgebilden die große Zweiteilung der von Spalten abhängigen und der von Spalten unabhängigen Bildungen zu unterscheiden. | Ich möchte Ihnen von jedem dieser Typen ein Beispiel vorführen. — Zwei auf einer der größten offenkundigen Vulkanspalten Islands gelegene erhebungskraterähnliche Gebilde finden wir in der Gegend von Laki (südl. Island, am W-Rande des Vatna. Jökull). Diese Kratere liegen in der Reihe der vulkanischen Bildungen der gewaltigen Spalteneruption von 1783, wobei auch sie entstanden sind. Eine eingehende Schilderung dieser Gegend wie auch der Eruption selbst habe ich in meinen schon erwähnten „Isländischen Masseneruptionen“ gegeben; ich be- schränke mich daher hier auf die Beschreibung der beiden in Betracht kommenden Punkte. Die Unterlage dieser Spalteneruption besteht aus Palagonit- tuff, der fast allenthalben unter den Massenergüssen der Eruption verdeckt ist und nur an wenigen Punkten der Spalte (Berg Laki, östliche und westliche Vorhügel desselben) hervortritt. Gerade im Zentrum der östlichen Spaltenhälfte, im Zentrum stärkster eruptiver Kraftentfaltung, tritt, scharf kontrastierend gegen die Umgebung sowie auch gegen die übrigen über oder an der Spalte aufgebauten Bildungen der Eruption, ein lang- gestrecktes, fast explosionsgrabenähnliches Gebilde hervor. Dasselbe fällt mit steilen Wänden gegen das Innere ab, während nach außen der mit Lapillis und Schlacken besäte Hang flach zur Ebene hinabstreicht und sich schließlich unter der Lava. verliert. Dieser Hang besteht in seiner Unterlage aus an- stehendem Gestein; denn er kontrastiert vor allem schon durch seine flache Neigung von allen anderen vulkanischen losen Bildungen in der Umgebung der Spalte und kann daher un- möglich aus losen Aufschüttungen aufgebaut sein. Ein Blick in den Krater bestätigt dies vollkommen. Man sieht an den steilen Innenwänden, an denen die Schlacken meist abgerutscht. sind, den Tuff der Unterlage frei zutage treten. Noch dazu = Ile — läßt derselbe stellenweise eine Art Schichtung erkennen, die ein deutliches Fallen nach außen anzeigt. Das Profil, Fig. 6, ver- anschaulicht diese Verhältnisse. Hier ist die Emporhebung der Schichten selbstredend nur auf die Wirkung der Eruption selbst zurückzuführen; doch ist die Auf- richtung hier entsprechend der Spaltennatur des Ge- bildes keine periklinale, sondern eine antiklinale, eine Aufwölbung zu beiden Seiten der zu einem Lavasee er- weiterten Lakispalte, die gerade an dieser Stelle keine Lava- massen ergossen hat. UHR ER lava Palagomt Schlacken Fig. 6. 'Schematisches Profil einer vulkanischen Erhebung an der Lakispalte (Island). Sehr schön veranschaulicht diese Verhältnisse die von SAPPER!) veröffentlichte Karte eines Teiles der Spalte. Aller- dings sehen wir dort die Heraushebung des Tuffuntergrundes aus dem rezenten Lavafeld auf eine beträchtliche Erstreckung des Spaltenverlaufes hin. Ich konnte dieselbe nur an dem explosionsgrabenartigen Gebilde am O-Ende seiner Karte beob- achten, nicht aber auch auf der Strecke nach W gegen den Berg Laki zu — an jener Stelle im Osten aber in klarster und un- zweideutigster Weise. — Ein völliges Analogon zu diesem vulkanisch erhobenen Gebilde tritt auch im Eruptionszentrum der westlichen Spalten- hälfte auf, das ich bei der vollkommenen Gleichartigkeit der Erscheinung nicht näher zu beschreiben brauche. — Als Resultat dieser Schilderung ergibt sich, daß der Schmelzfluß auch bei Spalteneruptionen befähigt ist, an den Stellen stärkster eruptiver Kraftentfaltung den Untergrund zu dislozieren und eigenmächtig emporzuheben. Wenden wir uns nun noch kurz dem zentralisländischen Hochplateau zu. Dort erhebt sich aus einer viele Quadrat- 1) SAPPER: Über einige isländische Vulkanspalten und Vulkan- reihen. N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. XXVI, 1908. 21 mol meilen großen, völlig flachen Ebene ein auffallender, steil- wandiger, runder Berg, Hrossaborg genannt. (Fig. 7.) Ich habe den Berg umgangen und erstiegen und konnte keinerlei Zusammenhang desselben mit einer Spalte konstatieren. Die nächsten großen Vulkanspalten und Verwerfungslinien lagen einige Kilometer nach Osten oder Westen. In der Umgebung des Berges fand ich nur einige unbedeutende Erdbebenspalten, wie sie in ungeheurer Anzahl das ganze Plateau durchziehen, ohne Einfluß auf die vulkanischen Erscheinungen zu gewinnen. Fig. 7. Das Landschaftsbild des Erhebungskraters Hrossaborg, Zentral-Island. (Im Hintergrunde Herdubreid und Dyngjufjöll.) (Nach photographischer Originalaufnahme gezeichnet.) Es sind dies offenbar nur Oberflächenerscheinungen, zum großen Teil nachweislich mit und nach den Eruptionen der nächst- gelegenen Ausbruchstellen entstanden. — Aber gerade in der unmittelbarsten Umgebung des Berges fand ich nicht einmal diese. Für diesen Vulkan, denn ein solcher ist der Berg, ist also die Lage auf einer Spalte nicht nachweisbar; da er noch dazu als einzige markante Erscheinung auf einem weiten, ebenen Plateau auftritt und also auch aus seiner Umgebung sich keinerlei Hinweis auf eine Abhängigkeit desselben von einer tieferliegenden Spalte erkennen läßt, nehme ich an, daß es sich hier um einen selbständigen, ohne Spalte ent- standenen Vulkan handelt. Dafür spricht nicht zum mindesten sein Aufbau und seine Natur. Er stellt nämlich‘ ein Gasmaar dar, einen Vulkanembryo von recht bedeutenden Dimensionen. Aber gerade solche Gasmaare pflegen mit Vor- liebe in Unabhängigkeit von Spalten aufzutreten. EN Blicken wir nach dem Aufstieg über die steilen Außen- wände, die in zahlreiche einzelne Schollen zerlegt sind, in das Innere des Kraters hinab, so sehen wir in ca. 40 m Tiefe einen ebenen, sandverwehten Kraterboden im Niveau der äußeren Umgebung des Vulkanberges. Derselbe ist noch. sehr jung, wie seine frischen Formen zwingend beweisen, die gerade hier auf dem exponierten Hochlande einer besonders raschen Denu- dation bzw. Deflation ausgesetzt sind. So lag auch der Krater- boden vor einigen Jahren noch wesentlich tiefer, wie mir ein Fig. 8. Die Westseite der Hrossaborg. (Nach photographischer Originalaufnahme gezeichnet.) isländischer Bauer versicherte, da die Leute damals durch die einzige im Osten gelegene Unterbrechung des Kraterwalles ihre Schafe in den Kessel hinabtrieben. Die Eingangsstelle aber bildete eine Barriere, die man mit einigen Brettern den Schafen leicht unzugänglich machen konnte, so daß der Krater als Schafstall sehr beliebt war. Man darf das Maß der Krater- auffüllung aber deshalb nicht überschätzen; denn jedenfalls wurde ihrerseits auch die abschließende Barriere durch Deflation seither stark erniedrigt. Doch scheint die Tat- sache festzustehen, daß in unmittelbarer Folge der Eruption der Kraterboden tiefer lag als das Niveau der umgebenden Ebene. Die auffallende Erscheinung dieses Vulkans, dessen Krater, am oberen Rande des Kraterwalles gemessen, einen Durch- 2 messer von etwa 800 m haben mag!) [diese Zahl beruht auf Schätzung], liegt jedoch im Bau dieses Walles. Auf der Ober- fläche zerstreut liegen auf seiner Höhe wie an seinen Gehängen, besonders nach außen hin, und ebenso auf dem Vorlande in der Umgebung des Berges zahlreiche und oft sehr ansehnliche kantige Bruchstücke einer hellen, älteren, doleritischen Lava, wie sie im ganzen umgebenden Gebiet unter einer dünnen Schicht von Flugsand ansteht, soweit nicht rezente Ergüsse sie lokal überschüttet haben. Unter dieser Lava, die hier meist nur wenig mächtig ist, folgt normalerweise Palagonittuff. Diese normale Lagerung zeigte sich an verschiedenen durch Erdbebenspalten gebildeten kleinen Verwerfungen und Spalten in der weiteren Umgebung des Berges auch für diese zutreffend. . I ODER eat N Pe ID az) N I U % \ DIEB RE Palagonit. Doleritloro. Sand. Big). Schematisches Profil des Erhebungskraters Hrossaborg, Zentral-Island. Dabei fand ich stets Tuff und Lava horizontal gelagert, wie ja Faltungen diesem Gebiet überhaupt fremd sind. Ganz ent- sprechend lagen auch die Doleritblöcke der Gehänge des Krater- walles (von einer eigentlichen Doleritdecke konnte an keiner Stelle mehr die Rede sein) auf dem Palagonit, der die Haupt- masse der Umwallung ausmacht. Aber der deutlich geschichtete Palagonit war an keiner Stelle mehr horizontal gelagert. Die eine Stelle, an der der Kraterwall unterbrochen ist, habe ich schon erwähnt; an allen anderen Stellen fällt der Palagonit- tuff, in einzelne große Schollen zerbrocher, peri- klinalvom Eruptionszentrum mit Winkeln von durch- ') Diese Gröbßenverhältnisse. mögen darauf hinweisen, daß die Hrossaborg keineswegs als sekundäres, oberflächliches Explosionsprodukt gedeutet werden darf. Dagegen spricht auch die Selbständigkeit ibrer Lage und ihre Unabhängigkeit von jeglicher anderen vulkanischen Bildung. Da aber der Sitz des eruptionsfähigen Magmas für Island keinesfalls unter 4000 m Tiefe angenommen werden darf (vgl. hierüber v. KnEBEL: Über Lavavulkane auf Island. Diese Zeitschr. 1906), so haben die hier emporgedrungenen Gase den Widerstand einer Gesteins- nl von mindestens dieser Mächtigkeit eigenmächtig zu überwinden vermocht. MN We schnittlich ca. 15— 30° nach außen. Nur noch eine Stelle macht eine Ausnahme. Auf der Westseite der Umwallung, welche die nach Photographien hergestellte Zeichnung wieder- gibt, ist eine Scholle mit entgegengesetztem Fallen zu beob- achten. Ob dieselbe überkippt oder nur zum Krater hin zurück- gesunken ist, mag dahingestellt bleiben. Vulkanisches Material findet sich in der ganzen Umgebung des Kraters auch nicht in Spuren, ebensowenig fremdartige Gesteinsauswürflinge des tieferen Untergrundes (Basalt). Ledig- lich die großen Stücke heller Doleritlava, die Reste der einstigen in die Luft gesprengten Doleritlavadecke des Palagonits, liegen, mit Palagonitstücken vermischt, auf der Oberfläche umher. Es ıst wohl klar, daß diese Trümmermassen sich nur aus der durch einen Gasausbruch zersprengten Decke der überlastenden Schichten herleiten lassen. Die Fig. 9 möge diese Angaben veranschaulichen. Diese Verhältnisse führen uns zu dem Resultat: 1. Die spaltenlos erfolgte Explosion des Berges Hrossaborg, die dabei erfolgte periklinale Aufrichtung der Schichten des Untergrundes um den zentralen Mittelpunkt, die radiale Zerreißung dieser Schichten in einzelne große Schollen vereinigen sich zu dem Bilde eines typischen Erhebungskraters in ganz der Art, wie LEOPOLD VON BucH ihn sich vorstellte. 2. Die Hrossaborg ist somit ebenso wie die er- hebungskraterähnlichen Gebilde der Lakispalte nicht nur eine glänzende Bestätigung der Theorie, die das selbständige Wirken des Vulkanismus aus den Lage- verhältnissen der Vulkane zu Spalten ableitet, sondern auch ein selbständiger Beweis für die Vorstellung der aktiven Beeinflussung und Umformung der Lagerung derdie Eruptionsstellenumgebenden Gesteinsschichten durch die selbständige Kraft des Magmas. 8 Ein Vergleich der geologischen Verhältnisse an der Hrossaborg mit denen der Lakispalte aber lehrt ferner die selbständig hebende Kraft des Vulkanismus in vollster Unabhängigkeit von der Spaltenfrage der Vulkane selbst. Dies gilt aber nicht nur für die Hebungserscheinungen der Vulkane an der Erdober- fläche, sondern ebensowohl für die Hebungen lakko- lithischer Intrusionen, die nichts weiter als stecken- gebliebene Vulkane und mit diesen durch zahl- reiche Übergänge verbunden sind. Doch findet eine = al — Aufwölbung der Schichten durch die vulkanischen Kräfte nur unter ganz bestimmten Bedingungen statt, die zu erörtern über den Rahmen dieses Vortrages hinausgeht. Jedenfalls aber wird durch die isländi- schen Vorkommnisse wie’auch durch andere Beispiele aufs klarste gezeigt, daß sie keinesfalls an die Erup- tion großer Massen gebunden sind. 4. Sowohl die aus Island von mir beschriebenen wie auch die aus der Literatur angeführten Beispiele zeigen endlich, daß stets der geologische Bau einer, wenn auch meist nur kleinen Gebirgserhebung mit rundlicher Basis nicht durch die Tektonik, sondern ausschließlich durch vulkanische Kraftentfaltung be- dingt wird. An der Diskussion beteiligen sich die Herren SCHEIBF, Unrig, Finckt und der Vortragende. Herr R. LACHMANN sprach über die Natur des Everdingschen deszendenten Hauptsalzkonglomerats. Gegen die EvErDinGsche Deutung des konglomeratischen Carnallits, des Hauptvertreters der Kalisalze auf unseren per- mischen Salzlagerstätten, als „deszendente“, vor Ablagerung des Salztons auf mechanischem Wege umgelagerte Gerölle eines ursprünglich bankigen carnallitischen Mutterlagers (Hauptsalz)"), wie gegen die Auffassung von der allochthonen Natur der Kalilager überhaupt lassen sich folgende Einwendungen erheben: 1. Wenn die fraglichen Carnallite durch Erosionstransport fertig gebildeter Hauptsalzlager entstanden wären, so müßten auch aus deren Liegendem sich Konglomerate gebildet haben, um so eher, als das schwerer lösliche Steinsalz von Transport- wässern weniger leicht angegriffen und in Lösung fortgeführt werden kann. Das gänzliche Fehlen von reinen Steinsalz- konglomeraten bei uns in Norddeutschland spricht gegen die Möglichkeit jeglicher interpermischen Erosionstransporte. 2. Werden Mischungen von leicht und schwer löslichen Salzen, wie sie die Hauptsalzlager darstellen, erodiert und transportiert, so nehmen die schwerer löslichen Salze auf Kosten der leichter löslichen zu, sei es durch Fortlösen der letzteren, sei es durch Einstreuen von Erosionsschotter aus dem !) Zur Geologie der deutschen Zechsteinsalze Abh. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. Neue Folge 52, 1907, Kap. 8 u. 9. — Hl Steinsalzliegenden in die „deszendenten“ Konglomeratmassen. Tatsächlich ist aber der Durchschnittsgehalt an Carnallit bei den angeblich transportierten Konglomeraten um einige Pro- zent höher als derjenige der Mutterlager. 3. Die Konglomerate sind in der Regel nicht etwa dis- kordant, sondern konkordant dem Liegenden aufgelagert. Gar häufig beobachtet man, daß die Konglomeratmassen durch all- mächlihe Übergänge mit dem Liegenden verbunden sind. Auf „Beienrode“ und auch anderswo ist zwischen liegendem Stein- salz und carnallitischem Konglomerat eine Übergangszone zwischengelagert, in welcher zuerst kompakte Steinsalzbänke mit dünnen Schnüren von kieseritischem Carnallit wechsellagern, weiter im Hangenden hier und da Steinsalzbänkchen im Streichen durch Carnallit verdrängt erscheinen, wobei sich die Stein- salzbänkchen aber noch ganz gut verfolgen lassen, und schließ- lich nur noch Bröckchen und typische Blöcke von Steinsalz und Kieserit in der carnallitischen Grundmasse hervortreten. Der EVERDINGsche Begriff des „metamorphen Grenzsalzes“ (S. 93f.) kommt hier um deswillen nicht in Betracht, weil naturgemäß nur Transportlaugen mit höherer oder höchstens gleicher Tension ihre Unterlage anätzen können. Auch EVERDING führt nur Fälle für „Grenzzonen“ an, wo Steinsalz auf Stein- salz oder auf Hauptsalz, oder aber Hartsalz auf Hauptsalz lagert. Ferner wird viel beobachtet, daß der liegende Teil sehr mächtiger Carnallitmassen mit konglomeratischem Gefüge vor- wiegend durch Steinsalz und Kieserit, der hangende durch Salzton und Anhydrit verunreinigt ist. Derart erscheint z.B. auf „Siegfried I" das Konglomerat gleichsam organisch mit seinem Liegenden und seinem Hangenden verwachsen. Vielfach macht man endlich die Erfahrung, daß der Chlorkalium- gehalt der Konglomeratmassen nach dem Hangenden zu sich steigert. 4. Wäre der konglomeratische Carnallit durch Zerstörung von Mutterlagern entstanden, so müßte das Prozentverhältnis in der Gesamtheit unserer Kalilagerstätten etwa das folgende sein: einen aliquoten Teil, etwa 60 Proz., macht das normale Mutterlager aus, 20 Proz. sind durch Erosion zerstört, so daß der Salzton direkt auf dem älteren Steinsalz liegt, und 20 Proz. der Fläche sind durch Transportgerölle beschottert. Statt dessen beobachten wir das pure Steinsalz unter dem Salzton so gut wie gar nicht, es sei denn, daß spätere Auflösungen durch Grundwasser stattgefunden haben, oder daß überhaupt dort keine Kalisalze ausgefällt sind. Dies läßt sich allerdings nicht — DAN) — immer sicher feststellen, weil solche Gebiete naturgemäß vom Bergbau gemieden werden. Jedenfalls kommt das normale Mutterlager nur bei Staßfurt vor, und die Fläche, welche es im Verhältnis bedeckt, ist wohl mit 1 v. H. noch zu hoch angeschlagen. Die übrigen 99 Proz., abgesehen von den frag- lichen kalifreien Flächen, werden von Hartsalzen und über- wiegend von Konglomeraten bedeckt, „Deszendenzbildung“ also, von denen man nicht recht angeben kann, woher sie gekommen sein mögen. 5. Auch der Transportvorgang selbst ist schwer vor- stellbar. Die Konglomerate enthalten Blöcke von einer Größe, daß sie nur durch reißende Wildbäche transportabel wären. Zum mindesten müßten sehr beträchtliche Niveauver- schiedenheiten, also Hebungen, ihrer Ausbildung vorangegangen sein. Die normale Ausbildung wäre aber dann: auf den Höhen: Steinsalz, später durch Salzton bedeckt, andererseits in den Niederungen: unten Steinsalz, dann Mutterlager, dann Konglomerate. Dies letztere normale Profil kommt m. W. überhaupt nicht vor. Um die gewöhnliche Lagerung: Konglo- merate direkt auf Steinsalz, zu erzielen, müßten dann nochmals sich die Niederungen gehoben und die Höhen sich gesenkt haben, so daß nun wieder die Konglomerate auf das erodierte Steinsalz hinübergeschwemmt werden. Daß dies überall ein- getreten ist, dürfte zu den geologischen Unmöglichkeiten gehören. Mindestens ebenso unwahrscheinlich ist, daß bei dieser zwei- maligen Erosion der Schnitt immer gerade die Grenze von Kalilager und liegendem Steinsalz einhielt, so daß die Aus- bildung von Steinsalzschottern und die Herabsetzung des Chlor- kaliumgehalts verhindert wurde. EVERDING deutet zur Erklärung das Eintreten katastrophaler Meereseinbrüche über die OCHSENIUSsche Barre an. Dann wäre ein allmähliches Ansteigen des Grundwasserspiegels (Grund- laugenspiegels) diesseits der in diesem Falle als Deich wirkenden Barre vorausgegangen, und die Fluten könnten nach Beob- achtungen an Deichbrüchen nur in unmittelbarer Nähe der Durchbruchstelle erodierend wirken. Daß sie noch in Hunderten von Kilometern Entfernung von der Barre nicht nur 50 m tief die carnallitischen Salzsedimente abheben, sondern auch zu Konglomeraten abrollen und weitfort wieder absetzen konnten, widerspricht jeder sonstigen geologischen Erfahrung selbst bei den gewaltigsten Abrasionen. | Süßwassereinbrüche in Kalisalzbergwerken pflegen sich dadurch kenntlich zu machen, daß die Stöße an Strecken und Firsten durch die eingedrungenen Wässer ausgelaugt werden, —,'321' und nach Eintritt von Sättigung Aufnahme von Carnallit und Chlormagnesium aus den Stößen und Neuausscheidung von Chlornatriumkrystallen in einer mehr oder weniger mächtigen Lage auf der Sohle stattfindet. Keins von beiden ist auf der angeblichen Transgressionsfläche beobachtet worden, auf welcher die Carnallitkonglomerate auflagern.. Außerdem müßte auch im Falle eines Meereseinbruchs die natürliche Lagerung sein: Steinsalz, Mutterlager, Konglomerat oder abradiertes Stein- salz unter Salzton, und ebenso bleiben die Einwendungen unter 1—4 bestehen. Hinzu kommt noch die Schwierigkeit, um nicht zu sagen Unmöglichkeit, zu erklären, warum nicht bei Einbruch des Meeres wenigstens die Kalisalze wieder aufgelöst und durch Diffusion dem Ozean zurückgegeben wurden. Da nach dem allen die allochthone Theorie für die car- nallitischen Konglomerate unannehmbar erscheint, möchte der Vortragende vorschlagen, sich die topographischen Bedingungen für den Absatz der verschiedenen Kalisalze am Schlusse des ÖCHSENIUSschen bzw. WALTHERschen Einengungsprozesses nach Art unserer heutigen Nordsee-Wattengebiete vorzustellen. In. den Untiefen oder Sandbänken kommen unter dem Ein- fluß der Wasserbewegung die carnallitischen Salzgemenge als eine Art von Konkretionen zur Ausfällung, in den tieferen Wannen oder Prielen zwischen den Sandbänken aus Konkre- tionen bilden sich je nach der Tiefe entweder bankiges Mutter- lager oder, in den flacheren Wannen und in Untiefen, Hartsalze und Sylvinite mit unterlagernden Steinsalzschichten. Die vorgeschlagene Deutung würde eine gewisse Annäherung darstellen an die WALTHERsche Vorstellung isolierter Wüsten- salzpfannen. Ihr Hauptvorzug ist der, daß die Hypothese von Schaukelbewegungen innerhalb des Zechsteinsalzbusens vor Ablagerung des Salztons entbehrlich würde, und man mit der Annahme einer kontinuierlichen kontinentalen Bodensenkung auskäme. An der Diskussion beteiligt sich Herr BEYSCHLAG. Darauf wurde um 9 Uhr 30 Min. die Sitzung geschlossen. Yo W. 0. UHLIG. RIMANN. AHLBURG. SCHOLZ. — ni Protokoll der Sitzung vom 7. April 1910. Vorsitzender: Herr BEYSCHLAG. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und widmet dem jüngst in Assuan verstorbenen Mitgliede der Gesellschaft, Herrn Prof. Dr. E. PHıLıppı, wärmste Worte des Andenkens. Die Anwesenden erheben sich: zu U BED es Verstorbenen von den Plätzen. Von der von den Schülern de: Herrn ZIRKEL: gestifteten Plakette dieses Forschers ist der Gesellschaft ein Exemplar geschenkt worden, das der Versammlung vorgelegt wird. Als neues Mitglied wünscht der Gesellschäft beizutreten: Das Königliche Oberbergamt in Halle a. d. Saale, vor- geschlagen von den Herren BEYSCHLAG, EBERDT und RAUFF. Sodann erteilt der Vorsitzende dem Schriftführer das Wort zur Verlesung des Protokolls der letzten Sitzung. Das Protokoll der letzten Sitzung wird verlesen und genehmigt. Nachdem die eingegangenen Druckschriften besprochen und ‘vorgelegt sind, erhält Herr GAGEL das Wort. Herr C.GAGEL sprach über interglaziale Verwitterungs- zonen in Schleswig-Hoistein und legte Proben der be- sprochenen Profile vor. Es ist eine sehr auffallende Tatsache, daß, während in dem ganzen Gebiet zwischen der Osteee und dem Außenrand des baltischen Höhenrückens die Verwitterung des Glazial- diluviums nur etwa 1!/, bis 1'/,m, höchstens 2 m im Geschiebe- mergel und 2 bis höchstens 3 m im Sand beträgt, im äußersten Westen Schleswig-Holsteins plötzlich Moränen auftreten, die völlig, d.h. bis zum Grunde, bis auf 10 m, 20 m, ja bis auf 27 m Tiefe entkalkt und verwittert sind. Es ist ferner noch auffälliger, daß zwischen den gering- mächtigen Verwitterungszonen auf dem baltischen Höhenrücken und diesen außerordentlich tiefgehenden im Westen keine allmählichen Übergänge bestehen, sondern daß die Mächtigkeit der Verwitterungsrinde ganz unvermittelt von höchstens 2 m auf über 10 m, 20 m, ja bis 27 m springt in Moränen, die dicht beieinanderliegen unter denselben äußeren Umständen. So liegt die bis 20 m Tiefe verwitterte Moräne des roten Kliffs nur 23 km von der ganz frischen, großenteils noch blau- grauen Moräne des Emmerheffkliffs mit kaum 1!/,; m Ver- witterungsrinde; so liegen im Dorfe Süderstapel völlig, d.h. bis zu ihrem Liegenden, 10 m tief, verwitterte und verlehmte Moränen 1!j, km entfernt von der ganz frischen, mächtigen Moräne, die auf der Höhe des Rückens von Stapelholm durch den gewaltigen Eisenbahneinschnitt aufgeschlossen ist und auch nur ‘etwa 1!/, m Verwitterungsrinde aufweist, größtenteils aber noch blaugrau und völlig intakt ist. Bei Elmshorn in Holstein endlich fanden sich in einer Anzahl dicht beieinanderliegender Bohrungen z. T. ganz normales frisches Diluvium mit ganz geringer Verwitterungs- rinde, bei dem in 2,5 bis 3,1 m Tiefe schon frische Moränen lagen, z. T. solches, das bis zu 37 m Tiefe völlig kalkfrei und z. T. stark eisenschüssig verwittert ist, und zwar ist es hier bis 19, ja bis 27 m Tiefe verwitterter Geschiebelehm, der in zahlreichen Bohrungen erbohrt ist, während die anderen, bis zu noch größerer Tiefe verwitterten Schichten aus Sand und Kies bestehen, und endlich fand sich hier eine dritte Gruppe Bohrungen, die bis 21 m mächtige, kalkfreie Verwitterungs- zonen unter dem normalen, frischen Diluvium mit geringer Verwitterungsrinde antrafen. Hier in diesen Bohrungen bei Elmshorn fanden sich denn nun auch die ersten Beweise, daß diese so auffallend tief herunterreichenden Verwitterungszonen in Verbindung stehen mit humosen Schichten, mit Faultorfund Lebertorf, also mit extra- glazialen bzw. interglazialen Bildungen, ja eine dieser Bohrungen zeigte über diesen kalkfreien, verwitterten Sanden mit der Lebertorfeinlagerung und nichtarktischen Pflanzen jüngere Moränenbänke, die noch völlig frisch und unverwittert waren und nur unter wenig mächtigen, oberflächlich verwitterten Sanden lagen. Das deutet mit zwingender Gewalt darauf hin, daß diese beiden so verschieden mächtigen Verwitterungszonen, die ober- flächliche und die tiefgründige, nicht demselben zeitlichen Vor- gang ihre Entstehung verdanken, sondern daß das tiefgründig verwitterte Diluvium, das z. T. unter frischem Diluvium liegt, durch einen früheren, sehr viel längeren und intensiveren Ver- witterungsvorgang in einer Interglazialzeit entstanden sein muß. Nun mehren sich allmählich die Stellen, an denen wir nicht nur neben den frischen Moränen ein außerordentlich tief verwittertes Diluvium finden, sondern unter ihnen ebenfalls dieselbe Erscheinung beobachten. a So wurde in dem Eisenbahneinschnitt bei St. Georgsberg- Ratzeburg unter 5—7 m völlig frischem, z. T. blaugrauem. Ge- schiebemergel und unterlagernden frischen, kalkhaltigen Sanden ein 12—13 m tief völlig verwittertes und entkalktes Diluvium angetroffen mit einer völlig zersetzten, eisenschüssigen Kiesbank, und in geringer Entfernung davon traf eine Bohrung unter dem frischen Geschiebemergel kalkfreie Sande und humose Schichten. Ebenso liegt bei Krüzen intakter Oberer Geschiebemergel auf kalkfreien, z. T. humusstreifigen älteren Schichten, die über 20 m mächtig werden. Endlich zeigen neuerdings die Bohrungen und Aufschluß- arbeiten am Kaiser-Wilhelms- Kanal bei Holtenau-Kiel unter einem 18—24 m mächtigen, frischen, großenteils blaugrauen Geschiebemergel mehrfach kalkfreie und eisenschüssig verwitterte Schichten, z. T. noch mit Zwischenlagerung frischer Vor- schüttungssande, und auch ein erhebliches Torflager in dem- selben kalkfreien bzw. auffällig kalkarmen Horizont unter diesem mächtigen Geschiebemergel, und dieselbe Erscheinung scheint bei Sehestedt aufzutreten. Ebenso zeigten die Arbeiten bei der Vollendung des vor- erwähnten Eisenbahneinschnitts von Süderstapel unter der mächtigen, bis 19 m starken, völlig frischen, blaugrauen oberen Moräne wieder bis 19 m mächtige kalkfreie und zum erheb- lichen Teil eisenschüssige Sande und grobe Kiese; ja an einer Stelle lagen unter der frischen Moräne noch völlig frische, kalkhaltige, grobe Kiese und diese mit ganz scharfer Grenze auf ebenso groben aber völlig verwitterten und zersetzten, kalk- freien Kiesen mit ganz zersetzten Gneisen und massenhaften, faustgroßen Flintgeröllen. Daß derartige grobe Kiese mit 20—25 Proz. ursprüng- lichem Kalkgehalt, die mit scharfer Grenze, ohne Zwischen- schicht, unter frischen kalkhaltigen Kiesen liegen, nicht durch zirkulierendes, eisenhaltiges Grundwasser zersetzt und entkalkt sein können, bedarf keines Beweises, besonders da daneben auch ganz helle, aber völlig kalkfreie Kiese vorkommen; zum Überfluß wurde auch hier in geringer Entfernung in dem- selben Horizont kalkfreier Sande ein kleines Torflager erbohrt, von dem zwar nur eine sehr schlechte Probe vorliegt, ohne Beweise, daß es direkt wärmeliebende Pflanzen enthält, das aber durch seine Existenz allein eine eisfreie Zeit anzeigt, in der es gebildet sein muß. Endlich zeigten die neuen Arbeiten am Kaiser-Wilhelm- Kanal am Grünenthaler Rücken unter den schon von WEBER beschriebenen interglazialen Torfen mit gemäßigter Flora, die neuerdings auch die paläolithischen Artefakte geliefert haben, ebenfalls solche kalkfreien und z. T. intensiv eisenschüssig ver- witterten Kiese, während sie selbst noch von frischen, kalk- haltigen Sanden und Geschiebesanden mit geschliffenen Ge- schieben überlagert sind, und diese verwitterten oxydierten Kiese werden im Fortstreichen noch von wenig mächtiger und entkalkter, aber noch blaugrauer bis gelbgrauer Oberer Moräne überlagert. Dieselbe Erscheinung fand sich aber nicht nur hier auf der Höhe des Grünenthaler Rückens sondern auch noch 7 km westlich bei Hochdonn, wo ebenfalls noch eine dünne, hier stellenweise aber noch völlig intakte, kalkige Partie von blau- grauem Oberen Geschiebemergel ebenfalls auf älterem, kalk- freiem und z. T. eisenschüssig verwittertem Diluvium liegt. Bei Holtenau in den mächtigen Gruben für die neuen Kanalschleusen und auch bei Steinrade fand sich ferner die auch schon früher bei Elmshorn beobachtete Erscheinung, daß mitten im normalen, kalkhaltigen, blaugrauen Geschiebemergel plötzlich große, ringsum abgeschlossene Schlieren und Linsen von kalkfreien, eisenschüssig verwitterten Spatsanden liegen, die offenbar als gefrorene Schollen von dem älteren, interglazial verwitterten Untergrund in die intakte frische Moräne aufgenommen sein müssen, ebenso wie die Schollen von Eocäntonen, Braunkohlentonen, miocänen Quarzsanden und Interglazialtorfen mit interglazialen Baumstubben, die sich ebenfalls dort im Geschiebemergel fanden. Hier in den ge- waltigen Aufschlüssen war die Schollennatur dieser älteren, ver- witterten Sand-Schlieren, die ohne jede Verbindung mit Ober- fläche oder Untergrund mitten in der intakten Moräne steckten, ohne weiteres ersichtlich; in situ, mitten in der blaugrauen, festen, undurchlässigen Moräne können diese Schlieren nicht verwittert und oxydiert sein. Die Obere frische Moräne liegt also in Schleswig-Holstein von Osten nach Westen in 22 bis 2,5 m Mächtigkeit da, wo die Aufschlüsse tief genug sind, immer über älteren entkalkten und stark verwitterten, oft sehr eisenschüssigen, oxydierten Schichten, die nachweisbar bis zu 21 m Mächtigkeit zersetzt sind und öfter in Verbindung mit pflanzenführenden Interglazial- schichten stehen, wodurch der Nachweis, daß die so außer- ordentlich, bis über 20 m, ja 27 m gehende, tiefgründige Verwitterung der oberflächenbildenden Moränen im äußersten Westen ebenfalls auf interglaziale Verwitterung zurückzu- führen ist, und daß der äußerste Westen Schleswig-Holsteins z. T. schon nicht mehr von der letzten Vereisung überschritten wurde, m. E. schlüssig wird. Die speziellen Nachweise dieser Erscheinungen mit genauen Profilzeichnungen werden demnächst in einer besonderen Arbeit im Jahrbuch d. Preuß. Geol. Landes- anst. veröffentlicht werden. Anmerkung. Hiernach erledigt sich die Kritik, die neuer- dings Herr LEPSIUS!) an einer früheren diesbezüglichen Notiz von mir geübt hat, eigentlich von selbst. Es scheint Herrn LEPsıUs unbekannt geblieben zu sein, daß über die fraglichen Verhältnisse auf Sylt bereits eine wichtige und umfangreiche Literatur vorliegt, und daß meine kleine Notiz „Über den Grenz- punkt der letzten Vereisung in Schleswig-Holstein“ nur den beweisenden Schlußstein in einer langen Kette von Beweis- führungen bildet, die für jeden mit den örtlichen Verhältnissen Vertrauten ohnehin schon zureichend war. Nur daß dicht neben der schon lange bekannten, stark verwitterten und seit 20 Jahren ‚als ältere Moräne gedeuteten bzw. anerkannten Hauptmoräne des Roten Kliff noch ganz frische Moräne sich findet, war das Neue und Wichtige an meiner kleinen Notiz, die im wesent- lichen nur ein Argument für die so weit nach Westen reichende Verbreitung des Oberen Diluviums geben sollte. Eine Diskussion findet nicht statt. Herr E.HARBORT sprach über das Thema Zur Geologie der nordhannoverschen Salzhorste. (Mit 2 Textfiguren.) Bekanntlich sind bereits seit etwa 40 Jahren einige wenige Zechsteinsalzvorkommen mit Kalisalzeinlagerungen im nord- westdeutschen Flachlande durch Salinenbohrungen und Kali- salzschächte aufgeschlossen, so bei Jessenitz-Lübtheen und Lüneburg. Aber erst etwa in den letzten 10 Jahren wurden durch Hunderte von Bohrungen, welche den Untergrund des nord- hannoverschen Flachlandes siebartig durchlöchern, zahlreiche horstartige Vorkommen von Zechsteinsalz erbohrt. Es ist all- gemein bekannt, daß das salzführende Gebirge hier entweder direkt unter dem Diluvium oder unter tertiären und ober- cretacischen Schichten angetroffen wurde. Den horstartigen Charakter aller dieser Salzvorkommen hat wohl zuerst H. MONKE erkannt und seitdem wiederholt betont. Indes sind des näheren über den geologischen Aufbau dieser Salzhorste bislang in der Literatur nur wenige Mitteilungen gemacht worden. Die einzige zusammenfassende Schilderung I) Lrpsıus: Geologie von Deutschland II, S. 505— 507. a hat Herr BEYSCHLAG!) in der geologischen Einleitung zur Festschrift des 10. Deutschen Bergmannstages („Deutschlands Kalibergbau“) gegeben. Er hat bereits darauf anfmerksam gemacht, daß alle die Zechsteinsalzvorkommen in der Lüne- burger Heide in tektonischer Hinsicht einen besonderen Typus darstellen, . insofern, als sie pfeilerartig, in sich stark gefaltet und gestört, aus Jüngeren, mesozoischen Schichten hervorragen. Es sind vorwiegend Schichten der Kreideformation, an denen die Salzhorste mit steil einfallenden Verwerfungen absetzen. Über die Richtung und Anordnung der verschiedenen Salz- vorkommen konnte jedoch damals noch keine Gesetzmäßigkeit festgestellt werden, wenngleich auch schon die Begrenzungs- spalten einiger Horste die Hauptstreichungsrichtungen unserer mitteldeutschen Gebirge, nämlich die hercynische, südost- nordwestliche, und die rheinische, nord-südliche, erkennen ließen. Durch die zahlreichen Bohrungen, welche in den Jahren 1906 —-1908 niedergebracht worden sind, insbesondere aber auch durch mehrere Schachtaufschlüsse, wissen wir heute etwas mehr über die Geologie dieser nördlichen Salzhorste. Trotz- dem sind unsere Kenntnisse von ihrem geologischen Aufbau auch jetzt noch sehr mangelhaft, da sie sich vorwiegend auf Bohrprofile gründen, die noch dazu in den meisten Fällen sehr spärlich und lückenhaft vorliegen. Gleichwohl will ich ver- suchen, einen Überblick über die wichtigsten Lagerungsverhält- nisse und gewisse (Gesetzmäßigkeiten der nordhannoverschen Salzhorste zu geben, die sowohl bergwirtschaftliches als geo- logisches Interesse besitzen dürften. Die beigefügte Skizze gibt die wichtigsten bis jetzt in Nordwestdeutschland erbohrten Zechsteinsalzvorkommen an. Sie wurde nach einer von mehreren Kollegen zusammengestellten Übersichtskarte auf Grund der im Archiv der Geologischen Landesanstalt vorhandenen Bohr- und Schachtprofile angefertigt und mir von dem Herrn Direktor der Geologischen Landes- anstalt freundlichst zur Verfügung gestellt. Betrachten wir die geographische Lage der Salzhorste, so fällt zunächst auf, daß sie sich in langgestreckten Hebungslinien scharen und anordnen, die vorwiegend nordwest-südöstliches, aber auch nord-südliches Streichen besitzen und wenigstens z. T. ganz offensichtlich die Fortsetzung der Hebungsachsen und Triassättel des südlich angrenzenden Gebirgslandes bilden. 1) F. BevschLaG und H. EvERDING: Geologie der Deutschen Zechsteinsalze.e. Abhandl. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. 1907, N.F. Heft 52, S. 18—19. SC) DO Besonders ausgeprägt ist die lange Kette von Salzhorsten, die sich von Bremen über Verden, Alinebergen, dem Allertal folgend über Rethem (Gew. Aller Nordstern), Wietze (Gew. Steinförde, Prinz Adalbert), Weyhausen, Rothenfelde, Hehlingen, Burbach bis zum paläozoischen Flechtinger Höhenzuge, dem sogenannten Magdeburger Uferrande, hin erstreckt. Ich will diese Hebungsachse die Allertallinie nennen. Berlin } = i Schematische Übersicht der Hebungsaxen im nordwestdeutschen Flach- lande, längs derer Salz- und Triashorste aus der Bedeckung jüngerer Sedimente herausgepreßt worden sind. Eine zweite hercynisch streichende Hebungslinie von Salz- horsten ist durch STILLEs!) und meine?) eignen Untersuchungen von Brokeloh durch das Steinhuder Meer hindurch über den Tienberg bei Wunstorf bis zum Benther Höhenzuge verfolgt worden. Auffällig ist ferner, daß sich die Punkte Helgoland, Stade, Harburg, Pattensen bei Winsen a.L., Lüneburg und Wustrow bei Salzwedel (Gew. Teutonia) in hereynischer Richtung an- ordnen, wenngleich ich natürlich weit davon entfernt bin, diese !) H. StiLte: Marines Oberoligocän westlich Hannover. 2. Jahres- ber. d. niedersächsischen geol. Ver. Hannover 1909, S. 69 £. ?) E. HARBORT: Über die Verbreitung von Jura, Kreide und Tertiär im Untergrunde des Diluviums der Umgebung von Neustadt a. Rbg. nn a a. W. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1910, eill, S.1ff. Punkte miteinander zu verbinden, solange nicht weitere Be- obachtungsreihen zwischen den weit voneinander entfernt liegenden Vorkommnissen vorliegen. Das gleiche gilt von der Linie, auf welcher die Salzvorkommen von Lübtheen-Jessenitz, Lenzen und Sperenberg bei Berlin liegen. Ich will die beiden Linien vorläufig als die südwestliche Elbe- und die nordöst- liche Elbe-Havellinie bezeichnen. In nord-südlicher Richtung dagegen ordnen sich an die Salzvorkommen von Sarstedt bis Lehrte der Gewerkschaften Hohenfels, Friedrichshall, Hugo usw. Eine andere nord-süd- liche Hebungslinie scheinen die Vorkommen von Grasdorf, Groß- Ilsede, Oedesse, Ölheim (Fuhse Linie), eine fernere die Salz- vorkommen von Hedwigsburg, Hillerse und Habighorst-Höfer anzudeuten (Oker Linie). Das Charakteristische für alle die Hebungsachsen, auf denen diese Salzhorste aufsetzen, ist die Tatsache, daß zwischen ihnen unter dem Diluvium weite, tafelförmige Gebiete liegen, die aus wenig gestörten und meist flach gelagerten jungmesozoischen Schichten bestehen. In dem südlichen Teil Nordhannovers, welcher unmittelbar an das Gebirgsland angrenzt, sind es vor- wiegend Schichten, der unteren Kreide, denen hier und da noch größere Reste einer ehemalig zusammenhängenden Decke von transgredierenden Senonschichten aufgelagert sind. Weiter im Norden, etwa nördlich der Linie Celle—Salz- wedel wird das Gebiet zwischen den Salzhorsten vorwiegend von Schichten der oberen Kreide eingenommen, die hier mit ihren sämtlichen Stufen ausgebildet ist und sich konkordant auf die ältere Kreideformation auflegt. Je weiter wir nach Norden gehen, um so mächtigere jüngere Sedimente treffen wir unter dem Diluvium an; Miocän, Oligocän und Eocän in außer- ordentlicher Mächtigkeit und darunter vielfach dann die Serie der Kreideschichten. In den Bohrungen bei Fintel, Kr. Roten- burg, wurde das Tertiär (Miocän, Oligocän und ? Eocän) bei 790 m noch nicht durchsunken. Die Bohrung Hansahlen bei Schneverdingen stand bei 408 m noch im Oligocän, desgleichen die Bohrung Kirchwalsede bei 370 m. Ich erinnere ferner daran, daß nach GAGEL!) in der Bohrung Breetze bei Lüneburg 622 m Tertiär und darunter erst das Senon bei 812 m erbohrt wurde und daß ferner gewaltige Mächtigkeiten des Tertiärs von Heide i. H. und anderen Orten bekannt geworden sind. 1) C. GAGEL: Über die untereocänen Tuffschichten und die paläo- cäne Transgression in Norddeutschland. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. 1907, S. 157—158. 22 ol Tertiär, oberoligocäne Grünsande und Grüntone sind zwar auch in der südlichen Zone vielfach erbohrt worden an solchen Stellen, wo es, in jungtertiären Grabenversenkungen nz vor späterer Abtragung geschützt war. Es bleibt nun eine ganz auffällige Tatsache, daß in allen diesen horstartigen Zechsteinvorkommnissen nur das Salzgebirge erbohrt worden ist, während ältere, mesozoische Schichten, Buntsandstein, Muschelkalk, Keuper usw. mit Ausnahme von wenigen Stellen, die ich kurz besprechen will, nicht festgestellt werden konnten. Eine solche Ausnahme bilden einmal die Triasschichten der Insel Helgoland und sodann der Trias- horst von Lüneburg, aus dem wir Zechstein, Röt, Muschelkalk und Keuper durch die Arbeiten G. MÜLLERs und neuerdings durch die ausgezeichnete Monographie von GAGEL!) kennen. Im übrigen sind mir nur noch wenige Stellen aus Nordhannover bekannt geworden, wo Triasgesteine mit dem Salz in die Höhe gepreßt worden sind. Es ist einmal der Fall an dem Horst von Hope-Lindwedel, wo ich an der westlichen Randspalte in den Bohrungen bei Esperke steil aufgerichtete Gipskeuperschichten nachweisen konnte. Die Profile dieser Bohrungen lauten: I. Bohrung Esperke III. 600 m nordwestlich Station Hope. 0. 21 “m grandiser Sand ........ 0.2 | pi an 24 — 31,5 - Geschiebemergel .. .. ...2. 0... Falun 31,5 — 40 - glaukonitischer Sand... „....2. Tertiär 40 —435 - graue und grünlichgraue, z. T. blutrot ge- fleckte und geflammte dolomitische Mergel und Steinmergel, wechsellagernd mit roten Letten. Vereinzelt finden sich bis 50 cm dicke Gipsschichten, auch Schichtflächen sttlörer in den Mergeln, bedeckt mit Schuppen x nn und Knochenresten. (Bonebed.) Die a Schichten sind stark gestört und gepreßt; von Harnischen und Klüften durchsetzt. Das Einfallen wechselt von flacher Lage- rung: bis, zu 00.2)... 00 20000 II. Bohrung Warmeloh III. 950 m westlich urn. Hope. 0° 24 m grandiger Sand... .. 2... 2.2 Diluvium 24.2: 3358 =. Mergel: „in. m. san obereKreide 35,5—209 - graublaue Schiefertone mit Toneisensteinen | untere und Belemnitenresten ........ N Kreide eh Verwerfung ?! 209 —344 - graue und grünlichgraue, dolomitische ne Mergel mit Gipsschichten und Anhydrit- |, IR 2 knollen 4... 0.0.0000 a !) ©. GAGEL: Beiträge zur Kenntnis des Untergrundes von Lüne- burg. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1909, Teil I, S. 165 ff. ?) Von 247—435 m lagen fortlaufende Kernproben vor. m 331 an Gipskeuper ist auch am Salzhorst von Wietze-Steinförde bekannt und neuerdings hier wieder durch STOLLER in ver- schiedenen Bohrungen (Bohrung Hansa I und Bergfrei, Stein- förde) nachgewiesen. Auch am Ölheimer Horst scheint mitt- lerer Keuper erbohrt worden zu sein, sicher aber Juraschichten, Lias und Dogger'). Brauner Jura, Schichten mit Parkinsonia Parkinsoni usw. sind auch seit längerer Zeit von Wietze be- kannt?). Im übrigen haben aber ganz allgemein die nicht- fündigen Bohrungen jüngere mesozoische Schichten, Tertiär, obere Kreide, untere Kreide, vereinzelt auch Jura angetroffen, die fündigen meist direkt unter dem Diluvium, oft aber auch erst unter einer tertiären oder obercretacischen Decke das Salz- gebirge, das überall einen sekundären Gips- oder Anhydrithut besaß. Die Tatsache, daß also mit wenigen Ausnahmen überall nur das Salzgebirge emporgepreßt worden ist, ist zweifellos außerordentlich auffallend und hat neuerdings auch zu ganz eigenartigen Vorstellungen Veranlassung gegeben. TORNQUIST hat in einer Arbeit: „Anschauungen über die Bildung der Kali- salzlagerstätten Deutschlands°)“ die Ansicht vertreten, daß. der Muschelkalk und der obere Buntsandstein in der Heide nur wenig mächtig sei, der mittlere und untere Buntsandstein da- gegen in salziger Facies vorhanden wären. Während also einerseits nach dem altbekannten Vorkommen von Muschelkalk und Röt bei Lüneburg das Vorhandensein dieser Triasglieder in der Heide nicht zu leugnen ist, so glaubte doch anderer- seits TORNQUIST, anscheinend wohl aus der Tatsache, daß bis- lang in Nordhannover mittlerer und unterer Buntsandstein in Bohrungen niemals angetroffen ist, schließen zu dürfen, daß die Salzausscheidung im nördlichen Niedersachsen bis in die mittlere Buntsandsteinzeit fortgedauert habe. Es sei der zentrale, uferferne Teil des ehemaligen, der Verdunstung aus- gesetzten Meeresbeckens, in dem die Ausscheidung der Salze bereits zur oberen Zechsteinzeit begann, aber hier länger an- dauerte, als in den peripheren Teilen des Binnenmeeres. Er unterschied drei ungefähr 200 km breite Zonen nördlich einer !) A. Freyst£eot: ÖOlheim, Ein Beitrag zur Kenntnis des Erd- ölvorkommens in Norddeutschland. Beiträge zur Geol. u. Paläont. d. Herzogt. Braunschweig, Heft 1, 1894, S. 1—94. 2) Nach Mitteilungen von H. Moxke. 3) Industrie 1906, Beilage, Nr. 14, S.93—97. — Ders.: Ausbildung und Ausdehnung der deutschen Kalisalzlager. Zeitschr. f. pr. Geologie, Bd. XIV, 1906, S. 263—265. (Im wesentlichen ein Auszug aus der oben zitierten Arbeit.) N EL ehe 22 etwa im Gebiet der heutigen bayrischen Hochebene gelegenen Landbarre nach folgendem Schema: oberer unterer und mittlerer Zechstein Buntsandstein Norddeutschland .. .. salzig salzig Mitteldeutschland . . . salzig sandig Süddeutschland ... .. sandig sandig Diese Schlußfolgerungen TORNQUISTS mußten von vorn- herein Befremden erregen, da sowohl der Buntsandstein an den nördlichen Ausläufern, an denen er uns am Tienberge bei Bokeloh, am Dorm, Rieseberge, Asse, Oesel usw. bekannt ist, durchaus normale Ausbildung zeigt, als auch vom Röt und dem Muschelkalk und Keuperschichten bei Lüneburg bekannt ist, daß sie geradezu in auffälliger Weise mit den entsprechenden Schichten in Thüringen und an anderen Orten sowohl in petro- graphischer als auch in faunistischer Beziehung identifiziert werden können. Hier lassen sich sogar selbst viele der von E. ZINMERMANN und anderen Autoren gemachten detaillierten Gliederungen in den verschiedenen Triasstufen wiedererkennen. Ich glaube, die merk- würdigen Erscheinungen, daß verschiedene Formationen der Trias, insbesondere der Buntsandstein in Nordhannover vollständig zu fehlen scheinen, auf einfachere Weise erklären zu können. Zu diesem Zwecke ist es notwendig, daß wir uns mit dem geologischen Aufbau einiger dieser Salzhorste ein wenig genauer beschäftigen. Ich greife einzelne derselben aus dem südlichen Teil des hannoverschen Flachlandes heraus, deren Bau durch besonders zahlreiche Bohrungen hinreichend aufgeklärt ist. Die beiden Salzhorste von Rolfsbüttel und Ölheim, süd- lich der Bahnlinie Lehrte— Stendal, links und rechts der Oker gelegen, werden getrennt durch eine etwa 20 km breite, nahezu horizontal gelagerte Platte aus unterer Kreide. Über ihr liegt eine bald dünne, bald mächtigere Senondecke, die auch stellen- weise über die Salzhorste selbst zu transgredieren scheint. Mehrere Bohrungen auf dem etwa 1'/, km breiten Rolfsbütteler Salzhorst trafen nämlich das Salzgebirge unter einer 20— 30 m mächtigen Decke senoner Kreide an, wie ich an anderer Stelle bereits ausgeführt habe!). Erst in der Nähe der Salzhorste fällt die Untere Kreide steil ein, und hier zeigt sich, daß die Schichten nach oben geschleppt sind, so daß beispielsweise !) E. HARBORT: Beitrag zur Kenntnis präoligeeäner und cretacischer Gebirgsstörungen in Braunschweig und Nordhannover. Diese Zeitschr. Bd. 61, 1909, Monatsber., S. 388. 333 °00000T : TI eM92 ‘y9ro]d uayorf pun usaurT any qeisce -[oynqspjoyy 1094 Sdagqadzjeg -urajsy09Z uoA JsıIoyssunsseadjny uep pyn jpnquepy ‘ussneysde ‘osaajpıf] 194 AONQ dep uw opreayp 9A10yuj) eIp yoanp [yoadıon) 'S'2ıı -ulodejzjesteyy HIMoS UADUnIoFe]ure -nap/yuy pun -uoyoT Jun zyesumgg ‘odugedzieg 7 | 'uyypAyay pun -sdın) 97 -uorulsurje / UOIALIOMEeH 9 "uormaLuee G "uoydy 5 'uergjy g "uouog zZ v & 6 A Or 6 $ 2 I G } N, l | E = en eseg 5 'uapfeom 9 "wmtAn]IV pun WNTANJI(T I A) = za : N N 0b SS il Ih \ı .ı N ld S LER B N ER 1079 Fran 334 eraeTe] die Sandsteine der unteren Kreide unmittelbar die Randspalten des Rolfsbütteler Horstes begrenzen. Die untere Kreide selbst ist hier über 1000 m mächtig und wurde z. B. in der Bohrung IV bei Horst, wo die Schichten vollkommen ungestört und horizontal gelagert sind, bei 1123,5 m noch nicht durchbohrt. Ganz die gleichen Verhältnisse finden wir in der Kreide an der östlichen Randspalte des nur 1!/, km breiten Salzhorstes. Der Verlauf des Salzhorstes und die Ausbildung der Schichten in ihm ist ebenfalls durch zahlreiche Bohrungen geklärt. Sämt- liche Bohrungen haben zunächst einen annähernd horizontal gelagerten Hut des Salzgebirges aus Anhydrit und in den oberen Schichten aus Gips erbohrt. Darunter traf man steil aufgerichtete und gefaltete Kalisalz-, Steinsalz- und Anhydrit- schichten an, in einigen Bohrungen auch mit Einlagerungen von roten Letten (sog. „roter Salzton“), Schichten, die derartig gestört, gefaltet, gepreßt und zerknittert waren, daß die Profile selbst. unmittelbar benachbarter Bohrungen nicht in Einklang mitein- ander gebracht werden konnten. Ganz ähnlich liegen die Ver- hältnisse nach FREYSTEDTs!) Schilderung bei Ölheim und z. B. auch bei Brokehoh am Steinhuder Meer. Da nun zwischen dem Rolfsbütteler und Ölheimer Horst, aber auch bei Brokeloh die untere Kreide so außerordentlich mächtig ist, bei Rolfsbüttel jedenfalls über 1000 m, und andererseits die untere Kreide in diesen Gegenden konkordant auf den Juraschichten lagert, so sind wir gezwungen, anzunehmen, daß das Salz hier aus gewaltigen Tiefen, jedenfalls über 2000 m, heraufgepreßt sein muß. Ich möchte daher diese Salzhorste, die ja im engeren, eigentlichen Sinne geologische Horste nicht sind, lieber als Aufpressungs- horste innerhalb tektonischer Hebungslinien bezeichnen. Es. wäre ja auch eine unmögliche. Vorstellung, anzunehmen, daß die viele Quadratmeilen umfassenden Schollen und Tafeln von mesozoischem Gebirge an den nur relativ kleinen, oft winzigen Salzhorsten abgesunken sein sollten, und ebenso auffällig wäre es auch, daß alle diese Salzvorkommen eine derartig steile Schichtenstellung mit den erwähnten Störungserscheinungen zeigen. Ich nehme nun an, daß diese Hebungslinien zu gleicher Zeit entstanden sind, als die Triassättel und kuppelartigen Aufwölbungen am Dorm, Elm, Asse, Hildesheimer Wald, Leine- tal usw., die ja ihre natürliche Fortsetzung bilden. Die gebirgs- bildenden Kräfte mögen jedoch hier im Norden nicht derartig intensiv gewirkt haben, oder es wird vielleicht infolge der !) FREYSTEDT: a.a. 0. NUR außerordentlich großen Mächtigkeit der jüngeren mesozoischen Bedeckung nicht bis zur Herauswölbung von Triassätteln ge- kommen sein. Vielmehr ist nur das relativ plastische Salz- gebirge, dessen plastische Eigenschaften wir ja nach den Unter- suchungen von RINNE!) und V. KOENEN?) hinreichend kennen, auf diesen Störungslinien überall da, wo sich engere oder weitere Spalten bildeten, gewissermaßen wie ein flüssiges Magma unter dem Druck der gebirgsbildenden Faltungskräfte heraus- gepreßt worden. Daher die steile Stellung, daher die intensive Fältelung und Störung aller dieser Salzpfeiler. So dürfte es auch zu erklären sein, daß fast niemals die spröderen Bunt- sandstein- und Muschelkalkschichten mit emporgepreßt worden sind, sondern in der Regel nur das plastische Salzgestein. Wo dieses aber dennoch einmal geschehen ist, wie in dem Horst von Lüneburg, da finden wir auch diese Gesteine in steiler Stellung vollständig zerquetscht, gepreßt und auseinandergewalzt, wie es GAGEL°?) kürzlich von Lüneburg so anschaulich ge- schildert hat. Die außerordentlich komplizierten Lagerungsverhältnisse der Salzhorste mit ihren vielfach gefalteten, gebogenen, aus- gewalzten und an anderen Stellen erweiterten Kalilagern sind aber auch durch die bis jetzt in Norddeutschland gemachten Grubenaufschlüsse vollkommen nachgewiesen. NETTEKOVEN und GkEInIıTZz*) haben ein ausgezeichnetes Beispiel von den Verquetschungen, Fältelungen und Pressungserscheinungen der steil aufgerichteten Salzschichten des Jessenitzer Salzhorstes eingehend beschrieben, und ich verweise auf die von ihnen gegebenen Profile, die Faltenverschiebungen und Zerrungen noch in einer Teufe von über 1200 m erkennen lassen. Das Generalstreichen dieses Horstes ist ein nordwestliches, indes bilden die Sattellinien der einzelnen Falten mancherlei Schleifen, wurmartige Krümmungen und Knickungen. H. EVERDING?) gibt ebenfalls (Taf. 6 u. 9) solche Profile aus den Schächten Siegmundshall, Weetzen und Ronnenberg wieder, welche die steile Stellung der Salzlagerstätten Nord- ı) F. Rinne: Plastische Umformung von Steinsalz und Sylvin unter allseitigem Druck. N. Jahrb. f. Min. 1904, Bd. I, S. 114 ff. ?) v. Kommen: Über Wirkungen des Gebirgsdruckes im Unter- grunde in tiefen Salzbergwerken. Nachr. Kgl. Ges. d. Wiss. Göttingen, Math.-Phys. Kl. 1905, S. 1ff. SECHGAGER:A. 2.0. *) NETTEKOVEN und GEINITZ: Die Salzlagerstätten von Jessenitz in Mecklenburg. Mitt. Großherzogl. Mecklenb. Geol. Landesanst. Rostock 1905, S. 1—17. 5) EVERDING: a. a. O. — ve. hannovers mit ihren mäandrischen Faltungs- und Stauchungs- erscheinungen, Auswalzungen usw. recht charakteristisch er- kennen lassen. Ich erinnere ferner an die Profile von Sieg- mundshall, welche in der Industrie veröffentlicht sind, sowie an die komplizierten tektonischen Verhältnisse, welche neuer- dings durch die Schächte Riedel, Aller Nordstern u.a. bekannt geworden sind. Solche und ähnliche verworrene und zerrüttete Lagerungs- verhältnisse aber zeigen sämtliche Salzhorste in Nordhannover, so daß der Bergbau vielfach ein recht beschwerlicher und stän- digen Überraschungen ausgesetzter sein wird. Dementsprechend sind naturgemäß auch die für Aus- und Vorrichtungsarbeiten aufzuwendenden Mittel im allgemeinen entsprechend größer, als in den Bergwerksbetrieben Mitteldeutschlands mit weniger kompliziertem und leichter erkennbarem Gebirgsbau. Anderer- seits aber ist es in dem gefalteten Salzgebirge hier und da auch zu bedeutenden Anschwellungen und Ausweitungen der Kalisalzlager gekommen, zwischen denen ausgewalzte Partien liegen, oder zur Auffaltung paralleler, dicht nebeneinander liegen- der Falten und Sättel der Kalisalzflöze, also zu mechanischen Anreicherungen, die den Bergbau außerordentlich erleichtern. Ganz allgemein aber werden die steilen Lagerungsverhältnisse für den Abbau insofern günstig sein, als man den rationelleren Firstenbau wird anwenden können gegenüber dem Kammerbau bei flacher Lagerung. Erscheinungen der Druckschieferung, Verruschelung, Breceienstrukturen, Gleitflächen (nach 110) in Steinsalzkrystallen u. dgl. findet man in den Salzhorsten außerordentlich häufig und weit verbreitet. Daß an den drei oben genannten Stellen gerade mittlerer Keuper an den Randspalten der Salzhorste mit emporgepreßt worden ist, erklärt sich wohl, wenn man bedenkt, daß diese Gesteine aus dolomitischen Mergeln bestehen, die in berg- feuchtem Zustande ein ziemlich plastisches Material darstellen. Gleichwohl ist auch dieses Gestein vielfach brecciös zerstückelt, und die einzelnen Risse und Spalten darin sind sekundär durch Anhydritausscheidungen verheilt. Wir werden nach allem den Vorgang der Aufpressung des Salzgebirges am besten vergleichen können mit dem auf Gangspalten aufsteigenden eruptiven Magma“). Es sind ge-. *) Das Auftreten solcher durchaus isolierten pfeilerartigen Gips- horste, wie das von Segeberg i. Holstein u. a. dürfte wohl auch die Veranlassung gewesen sein, weshalb der Gips von alten, angesehenen Geologen ehemals für eruptiv erklärt wurde. — aan waltige Spalten in der Sattelaufreißung von langausgedehnten, aber in der Anlage unterdrückten Antiklinalaufwölbungen, auf denen das Salz gewissermaßen herausgeflossen sein muß. Hierauf deutet insbesondere die Struktur des Salzgebirges hin. Daß nun das Salzgebirge nicht geschlossen in der ganzen Hebungslinie, sondern hier und da unterbrochen als Durchragungen, Durch- spießungen oder mehr oder weniger eckig oder rechtwinklig be- grenzte Aufpressungshorste auftritt, scheint mir nicht besonders auffällig zu sein. Es ist von vornherein wahrscheinlich, daß derartig langgestreckte Hebungsachsen nicht durchaus geradlinig verlaufen, sondern hier und da an Querverwerfungen absetzen und abgelenkt sein werden, wie dies ja auch von den großen ‚ hereynischen Hebungslinien unserer mitteldeutschen Gebirge vielfach beschrieben worden ist. Solche Querspalten sind aber nach MONKE und BEYSCHLAG!) gerade oft die Bringer des Erdöles, das in ihnen aufsteigen und von hier die porösen Schichten imprägnieren kann, so z. B. bei Wietze. Ich nehme nun an, daß das Salzgebirge besonders an den Stellen heraus- gepresst wurde, wo sich die Spalten erweiterten, daß an anderen Stellen dagegen die mesozoischen Schichten, z. B. die Kreide, aber auch unmittelbar an dem Spaltenzuge zusammenstoßen mögen. Vielfach ist aber das Fehlen oder Vorhandensein eines Zusammenhanges zwischen den heute bekannten Salz- horsten noch nicht nachgewiesen, da entweder die Bohrungen dazwischen fehlen, oder aber zu früh in der oberen, transgre- dierenden Kreide eingestellt sein mögen und darum resultatlos blieben. Herr BEYSCHLAG hat kürzlich in einem Vortrage analoge Verhältnisse geschildert, indem er darauf hinwies, daß auch die in großen Spaltenzügen in Mitteldeutschland auf- setzenden Basaltgänge nicht geschlossen auftreten, und das Basaltmagma in der Regel nur an den Erweiterungen der . Gänge aufgestiegen ist. Ich zweifle nicht daran, daß durch künftige Bohrungen weitere Gesetzmäßigkeiten in der Anordnung der Salzhorste in Norddeutschland sich erweisen lassen, und glaube, daß bei Be- achtung der schon jetzt erkennbaren Linien das Abbohren der norddeutschen Tiefebene auf Kalisalze systematischer. erfolgen kann, als es bislang geschehen ist. Vom volkswirtschaftlichen Standpunkt aus möchte ich endlich bemerken, daß die in Nordhannover unter dem Deckgebirge vorhandenen abbau- würdigen Kalisalzfelder wohl längst nicht die Ausdehnung be- 1) H. Mon&R und F. BeyscHtaG: Über das Vorkommen des Erd- öls. Zeitschr. f. pr. Geologie 1905, Heft 1, 2 und 12. sitzen, wie ÖCHSENIUS und viele bergmännisch interessierte Kreise anzunehmen geneigt sind. In dem bei weitem größten Areal Nordhannovers dürften die Kalisalze in einer für den Bergbau unerreichbaren Teufe von 2000 - 3000 m liegen. Immerhin steht zu hoffen, daß noch manche Kalisalzfelder in Norddeutschland unter lem Diluvium erbohrt werden und insbesondere auch unter jungeretacischer Decke an solchen Stellen, wo man sie früher nicht vermutet hat. Mit wenigen Worten will ich noch auf den Gips- bzw. Anhydrithut zu sprechen kommen, der anscheinend überall nahezu horizontal gelagert auf den Schichtenköpfen der Salz- formation liegt. Auffällig ist, daß er vielfach als Anhydrit. und nicht als Gips ausgebildet ist. Ich möchte diese Er- scheinung darauf zurückführen, das der Anhydrit teils aus Residuen des ursprünglich in dem Salzgebirge enthaltenen An- hydrits besteht, teils darauf, daß diese Residuen vielfach durch Anhydritmasse verkittet wurden und nicht durch Gips, weil sich aus den konzentrierten chlornatrium- und chlormagnesiahaltigen Laugen das Calciumsulfat als Anhydrit ausgeschieden hat. Dies mag vielfach submarin geschehen sein, z. B. wo die Transgression des Senonmeeres einen Teil der bereits abgela- gerten mesozoischen Schichten zerstörte und mit diesen die sie gewissermaßen gangartig durchsetzenden Salzvorkommen. Diese Anhydrite des Salzhutes besitzen allerdings meist eine mehr oder weniger grob krystallinische Struktur im Gegensatz zu den meisten primären oder deszendenten Anhydritschichten im Salz. Im übrigen aber ist die Struktur des Hutanhydrits über den verschiedenen‘ Salzhorsten anscheinend außerordentlich mannigfaltig. Der vielfach zerklüftete, oft von Schlottenbildungen und Sandadern durchzogene Anhydrit- und Gipshut bildet bekanntlich für den Bergbau eine sehr große Gefahr, da es die Schichten sind, die beim Abteufen der Schächte häufig nicht zu bewältigende Wassermassen gebracht haben, so daß die Bergwerksanlagen zum Ersaufen kamen. Auf die diskordante Überlagerung des nahezu horizontal gelagerten Gipshutes im Gegensatz zu den steiler aufgerichteten Salzschichten, die bei sämtlichen Salzhorsten in Nordhannover beobachtet rind, hat übrigens SCHMIERER!) bereits aufmerk- sam gemacht. !) Ts. SCHMIERER: Zur Tektonik des oberen Allertals und der udn Höhenzüge. Diese Zeitschr., Bd. 61, 1909, Monatsber., J12f | en Während der Drucklegung dieses Vortrages ist eine Arbeit von R. LACHMANN!) erschienen, in welcher der Verfasser nachzuweisen sucht, daß die Ursachen der bedeutenden De- formationen unserer norddeutschen Salzlagerstätten nicht auf tektonische Vorgänge, sondern auf molekulare Umsetzungen chemisch-physikalischer Art innerhalb der Salzlager zurück- zuführen seien. Wenn auch zugegeben werden mag, daß Fälte- lungen und Deformationen der Salzschichten im kleinsten Maßstabe hier und da durch molekulare Umwandlungen und Krystallisationskräfte, z. B. Umwandlungen von Anhydrit in Gips, bei bedeutender Volumvermehrung oder durch metaso- matische Vorgänge herbeigeführt worden sind, so erscheinen mir die Schlußfolgerungen LACHMANNs angesichts der gewaltigen tektonischen Vorgänge, wie sie oben beschrieben wurden, geradezu ungeheuerlich. Insbesondere möchte ich seiner Theorie vom Salzauftrieb, „der Pegosmose“, entgegentreten, worunter er „einen passiven Rekrystallisationsvorgang nach der hangenden Salzauflösungsfläche“ versteht, den er wie folgt näher erläutert. „Die merkwürdigsten Einwirkungen hat der Salzauftrieb auf die äußere Form der Salzlagerstätten hervorgerufen. Er verursacht die Ausbildung eines sogenannten „Salzspiegels“, womit zunächst nur die Erscheinung bezeichnet wurde, daß in vielen getrennten Gebieten das Steinsalz durch Bohrungen immer in derselben absoluten Teufe, welche weitaus in den meisten Fällen zwischen 100 und 200 m unter N.N. liegt, an- getroffen wird. Der Salzspiegel bedeutet vom chemisch-physi- kalischen Standpunkt aus eine Gleichgewichtsebene, in welcher sich Salzauflösung und Salzauftrieb die Wage hält. Der Salzspiegel kann sich in seiner absoluten Höhe halten, auch wenn das Gebiet von einer kontinentalen Senkung betroffen wird.“ Nach meinen obigen Ausführungen ist dieser „Salzspiegel“ eben weiter nichts als der natürliche Ausbiß der Salzlager- stätten bzw. deren Gips- und Anhydrithut unter dem Diluvium bzw. dünner Kreide- und Tertiärdecke. Was nun die angeb- liche Horizontbeständigkeit dieses „Salzspiegels“ unter N.N. anlangt, so muß ich bemerken, daß dieselbe doch erhebliche Niveaudifferenzen aufweist. Es sind, um ein LACHMANNsches. Bild weiter auszuführen, diese Hutzonen von Anhydrit und Gips keine Ekzeme, sondern gewissermaßen die Vernarbungs- 1) R. LACHMAnKx: Über autoplaste (nicht tektonische) Formelemente ım Bau der Salzlagerstütten Norddeutschlands. Diese Zeitschr. 1910, Ss. 110. — DAN — stellen im Antlitz des vordiluvialen Untergrundes Norddeutsch- lands. Der Gehalt an schwerer löslichem Oalciumsulfat in den aus den Erdrissen herausgequollenen Salzmassen bildete das Serum, welches die Wunden verheilen ließ und die Salzlager- stätten vor weiterer Auflösung durch die Tagewässer schützte. Endlich möchte ich noch ein interessantes Gestein erwähnen, dessen eruptive Natur Herr E. ZIMMERMANN zuerst erkannte. Es handelt sich um das Auftreten von Basalt in zwei Bohrungen an der westlichen Randspalte des Rolfsbütteler Salzhorstes. Der Basalt liegt hier anscheinend gangartig im Anhydrit bzw. Gipsgebirge. Den Herren SCHEIBE und BERG verdanke ich eine mikroskopische Bestimmung des Vorkommens, nach der es sich um ein basaltisches Gestein handelt. Es ist bereits ziemlich stark zersetzt, doch sind im Dünnschliff Augite noch stellenweise frisch vorhanden zu beobachten, Olivin ist in deut- lichen, sechsseitigen Umrissen erkennbar, jedoch überall bereits in Serpentin übergeführt. Auffallend ist in dem Vorkommen aus der einen Bohrung ein ziemlich hoher Gehalt an Biotit- glimmer. Das Gestein besitzt also nach seinem ganzen petrographischen Habitus den Charakter eines Gangbasaltes. Es mag dahingestellt bleiben, ob das Empordringen dieses Basaltganges, der, beiläufig bemerkt, das nördlichste bis jetzt bekanntgewordene Bäsaltvorkommen in Deutschland repräsen- tiert, in ursächlichem Zusammenhange mit der Emporpressung des Salzgebirges steht. Ich halte es für unwahrscheinlich und nehme an, daß der Basalt zu späterer Zeit emporgedrungen ist, weil er anscheinend nicht auf der Randspalte des Horstes aufsetzt. Die beiden Bohrungen, in denen der Basalt an- nähernd in gleicher Teufe angetroffen wurde, liegen vielmehr in südost-nordwestlicher Richtung. Der Basaltgang, falls wir es wirklich mit einem Gang zu tun haben, scheint also quer zur nördlichen Streichrichtung des Horstes zu verlaufen. Der Basalt wurde angetroffen in der Bohrung Rolfsbüttel XIII als Einlagerung im Gips bzw. Anhydrit in der Teufe von 160—233 m. Die aus dieser Bohrung stammenden Kern- stücke zeigen noch deutlich die Verwachsung des Gipses mit dem ihn durchbrechenden Basalt. Die Bohrung liegt unmittel- bar an der westlichen Randspalte des Horstes. In der Bohrung Rolfsbüttel XI wurde der Basalt in der Tiefe 200,25 —220,5 m erbohrt, und zwar an der Grenze zwischen Gips und Steinsalz. Verbindet man diese beiden Bohrungen, so ergibt sich, daß der Basaltgang etwa südost-nordwestlich streichen müßte, während die Randspalten im Streichen des Horstes nord-südlich verlaufen. Danach aber scheint der Basaltgang den Horst quer zu durchbrechen und jedenfalls in keinerlei Beziehung zur Aufpressung desselben zu stehen. An der Diskussion zu diesem Vortrage beteiligten sich die Herren BEYSCHLAG, HAACK, ZIMMERMANN, BLANCKENHORN, HAARMANN, BERG, NAUMANN, MESTWERDT und der Vortragende. Herr BLANCKENHORN führte aus: Die interessanten Ausführungen des Herrn HARBORT über die aufgepreßten Zechstein-Salzhorste haben mich an zweierlei Vorkommnisse erinnert. Zunächst die in Thüringen, Kurhessen und Rhöngebiet nicht seltenen längeren schmalen Streifen oder kurzen Schollen von Zechsteingebirge zwischen Schichten der Trias, wie sie namentlich BÜCKıng!) in zwei Arbeiten beschrieben hat. Los- getrennte, d. h. nicht mehr mit den Tiefenmassen direkt ver- bundene Schollen von Letten und Dolomit des Oberen Zech- steines erscheinen hier oft steil aufgerichtet neben Triasschichten eingeklemmt zwischen zwei Verwerfungsflächen, die, wie BÜCKIınG 1880 nachwies und in Profilen zur Darstellung brachte, auffälligerweise manchmal nach unten deutlich kon- vergieren, so daß die Zechsteinscholle sich nach unten keilförmig zuschärft und endigt. Westlich von Urspringen auf Blatt Sondheim v. d. Rhön liegt nach BÜCKINGs und meinen eigenen Aufnahmen eine im ganzen etwa elliptische Scholle von Plattendolomit des oberen Zechsteins von 5—20 Schritt Breite und 60 Schritt Länge in einer SO—NW gerichteten Verwerfungsspalte zwischen Unterem Buntsandstein und Oberem Wellenkalk, und in ganz ähnlicher Weise ist gleich nördlich an einer Parallelspalte zwischen Mittlerem Muschelkalk etwas Röt heraufgepreßt. Derartige Verhältnisse habe ich wiederholt in anderen Teilen der Rhön und Hessens vorgefunden und bin bei der Erklärung der beobachteten Erscheinungen ohne die Hilfenahme einer gewissen Hebung oder Aufpressung nicht immer ausgekommen. Die Verwerfungen, um die es sich da handelt, dürften der Miocän- periode zufallen und dem Hauptausbruch der Basalte voran- gehen. Bezüglich der äußeren Erscheinungsform der aufgetriebenen Salzhorste Hannovers und ihres Zusammenvorkommens mit !) Gebirgsstörungen und Erosionserscheinungen südwestlich vom Thüringer Wald. Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. 1880, S. 60, Taf. I—III. — Uber einige merkwürdige Vorkommen von Zechstein und Muschelkalk in der Rhön. Könenx-Festschrift 1907. m Eruptivgesteinen möchte ich zum Vergleich auf die eigentüm- lichen Gips- und Salzlager Algeriens aufmerksam machen, welche mit der Eruption der propylitischen Gesteine tatsächlich in ursächlicher Beziehung stehen, sich aber auch an andere Eruptivgesteine wie Basalt, Dolerit anschließen können. Die- selben zeigen sich zerstreut in der Talregion in Nordalgerien wie in den Hochplateaus des Atlas überall mit den nämlichen Charakteren als mehr oder weniger umfangreiche ungeschichtete Massen, welche das Kreidegebirge, seltener den Jura und das Tertiäir nach Art von Eruptivgängen durchbrechen. Mitten darin kommen an vielen Punkten Bruchstücke oder ein größerer Kern von pyrogenem Gestein vor. Diese Erscheinungen sind vollkommen analog dem Auf- treten von Gips und Steinsalz im Gefolge der Ophite in den Pyrenäen und lassen sich durch zwei Hypothesen erklären, die allerdings auf unsere besprochenen norddeutschen Verlält- nisse nicht passen. Entweder bzw. teilweise sind es selb- ständige Ausscheidungen aus den bei und nach der Eruption aufsteigenden schwefel- und kochsalzhaltigen Thermen, oder aber, was jedenfalls bei den Gipsen wahrscheinlicher ist, sie entstanden einfach durch Metamorphose der von den Gang- spalten durchbrochenen Kalke'!). Letztere, seit dem Aufreißen der Spalte eine Zeitlang der Einwirkung von heißen Dämpfen und Thermen ausgesetzt, wurden allmählich in Anhydrit und Gips umgewandelt. Die Gipse sind gewöhnlich nicht rein, sondern enthalten regellos Trümmer der umgebenden Gesteine, wie Kalkbruchstücke, die der Metamorphose zum Teil wider- standen haben. Die mit der Umwandlung des gewöhnlich zuerst gebildeten Anhydrits in Gips verbundene bedeutende Volumvermehrung hatte ein derartiges Aufblühen der Gipsmasse unter oder an der Erdoberfläche zur Folge, daß dies ganz den äußeren Schein von Eruption erweckt. So konnte der Gips aus tieferen Lagen mit kalkiger Umgebung, in der er sich bildete, emporsteigen zwischen tonige, nicht metamorphosierte Schichten, auf deren Kosten er früher nicht entstanden sein konnte. Zum Teil ist der Kalk auch in Dolomit, Marmor oder Zuckerkalk umgewandelt, wie im Harrachtale und bei Aumale. Vereinzelte, oberflächlich auffallende Dolomitbildungen zwischen rein kalkiger Umgebung lassen oft auf Gegenwart von Gips in gewisser Tiefe schließen, den sie wie ein Mantel verdecken. ı) PomeL: Description et carte geolog. du Massif de Milianah. Public. de la Soc. de Climatologie d’Alger. Paris 1875. | n | | — 38 0 — POMEL ist geneigt, die Entstehung dieser unregelmäßigen Gipsmassen speziell im Norden der Provinz Alger an die Eruptionsperiode zwischen seinem Sahelien und dem Quaternär also gegen Ende des Tertiärs zu knüpfen. Die Gipsvorkomm- nisse im marinen Miocän und Pliocän und im altquartären Süßwasserkalk von ÖOran und Alger (z.B. am Qued Melah und an der Tafna) werden jedenfalls pliocän-diluvialen Alters sein und mit der Eruption doleritischer Massen zusammen- hängen'). Herr ERNST NAUMANN macht im Anschluß an den HARBORTschen Vortrag eine vorläufige Mitteilung über ein von ihm am 11. März 1910 besuchtes Basaltvorkommen im . Salzlager des Schachtes der Gewerkschaft Heldburg bei Leimbach unweit Salzungen. Hier wurde im Frühjahr 1910 auf der 320 m-Sohle auf einer west-östlichen, nach Osten geneigten Strecke in einer Ent- fernung von 68m vom Schacht im Steinsalz ein 0,52 m mächtiger Basaltgang angefahren. Das Ausgehende desselben Ganges war schon früher auf einer anderen, über der genannten ost-westlichen in gleicher Richtung. verlaufenden horizontalen Strecke angetroffen worden, und es besteht kein Zweifel, daß es sich um ein und denselben Gang handelt, da beide Vor- kommen das Streichen von 21°30 zeigen. An seinem oberen Ende, das in der oberen Strecke beim Besuch des Verfassers deutlich aufgeschlossen ist, besitzt der Gang am Südstoß eine im allgemeinen abgerundete, auf der einen Seite etwas zackige Endigung; am Nordstoß ist er oben abgerundet und von eckigen Bruchstücken zerspratzten, schlackigen Basaltes umgeben. Nach Süden verschmälert sich der Gang, bis er schließlich ganz auskeilt: Eine, südliche Parallelstrecke zeigt den Gang nur noch 2—4 cm mächtig, und eine noch südlichere zeigt an Stelle des Ganges eine aus einem rosafarbenen Salz be- stehende Kluftausfüllung, die das gleiche Streichen hat wie .der Gang selbst. Das Gestein ist seiner petrographischen Zusammensetzung nach als ein Feldspatbasalt zu bezeichnen; Einsprenglinge sind Augite und auf Klüften stark serpentinisierte Olivine; die Grund- masse bilden Plagioklasleisten, Augitprismen, Magnetitkörnchen 1) BLANCKENHORN: Die geognostischen Verhältnisse von Afrika. 1. Teil: Der Atlas der nordafrikanischen Faltengebirge. Ergänzungs- heft 90 zu PETERMANNs Geogr. Mitt., Gotha 1888, S. 48, 57, 58. — WAR — und eine stellenweise reichliche Glasbasis. Ferner findet sich Kalkspat und als schon makroskopisch wahrnehmbarer Ein- schluß im Gestein Steinsalz, das mandelartig kleinste Hohl- räume ausfüllt.e Laugt man daher das Gestein mit Wasser aus, so bleibt ein mehr oder weniger schlackiger Basalt übrig. Der Kontakt des Salzes mit dem Basalt bietet keine auf- fälligen Erscheinungen dar, mit Ausnahme der außerordentlich starken Anreicherung des Salzes mit Kohlensäure. Diese er- füllt das Salz in feinster Verteilung in Form mikroskopisch kleiner Gasbläschen, die unter Druck stehen; denn beim Auf- lösen des Salzes in Wasser entweicht das Gas mit wahrnehm- baren kleinen Detonationen. Auch bemerkt man beim Auf- lösen in Wasser einen eigentümlichen Geruch, der auf die Anwesenheit eines Kohlenwasserstoffes schließen läßt. Dieses Basaltvorkommen liegt mit den beiden Basaltkuppen am Hundskopf bei Hohleborn auf einer geraden Linie, und diese streicht wie unser Gang etwa 21°. Der große Kohlen- säurereichtum der Leimbacher Salze wurde schon früher auf basaltische Kohlensäure zurückgeführt, und man vermutete einen Zusammenhang mit dem Basaltausbruch des Hundskopfes. Durch unser Basaltvorkommen erhält diese Ansicht eine wesent- liche Stütze. Zugleich ist hiermit erwiesen, daß der Basalt von Leimbach auf einer Kluft empordringend im Salz stecken geblieben ist, und es wird anderseits wahrscheinlich, daß die Basalte am Hundskopf, die die Erdoberfläche erreicht haben, auf derselben nordnordöstlich streichenden Kluft emporgedrungen sind. Es sei hier noch bemerkt, daß ungefähr gleichzeitig Herr Geheimrat BEYSCHLAG im Kalischacht Unterbreizbach ein, wie sich auch durch Begehung über Tage nachweisen ließ, gangförmiges Basaltvorkommen befahren hat, das ebenfalls eine enorme Anreicherung des Salzes mit Kohlensäure aufweist, und daß Herr Dr. FinckH in diesem Basalt Salzeinschlüsse be- obachtet hat. Herr 6. BERG sprach dann über die Entstehung der Orthogneise. Die Entstehung der krystallinen Schiefer bildet schon seit langem eines der interessantesten Probleme der petrogenetischen Geologie. Während man früher meist annahm, daß in ihnen die Sedimente der ältesten Epochen unserer Erdgeschichte, der archäischen Zeit, vorliegen, hat sich neuerdings mehr und mehr die Ansicht Bahn gebrochen, daß die krystallinen Schiefer Um- wandlungsprodukte normaler Sedimente und Massengesteine sind, az und daß diese Umwandlung in der Regel nur die ältesten Schichten betroffen hat, daß aber ausnahmsweise auch sehr alte Schichten noch nicht metamorph oder sehr junge Schichten schon völlig metamorph sein können. Während man früher glaubte, daß die Grenze zwischen normalen Sedimenten und krystallinen Schiefern an der Basis des Cambriums liege, weiß man jetzt, daß sie die Reihenfolge der Formationen sozusagen schräg durch- setzt, so daß noch ein kleiner Teil des Tertiärs den krystallinen Schiefern zufällt, während von den präcambrischen Formationen nur ein kleiner Prozentsatz unmetamorph geblieben ist. Im mittleren Devon und oberen Silur halten sich metamorphe und nicht metamorphe Gesteine ungefähr die Wage, wie etwa nach- stehendes Schema der Verbreitung krystalliner Schiefer zeigt. Alte Anschauung. Neue Anschauung. Tertiär = Tertiär Mesozoisch Mesozoisch Paläozoisch Paläozoisch Präcambrisch Präcambrisch Formationen der Kry- INSCHAuS ch edler ältesten Lebewesen stalline Ngoisch Schiefer ZOIBS Azoisch Die interessanteste und charakteristischste Gruppe der krystallinen Schiefer, die Gneise, hat ROSENBUSCH zuerst in zwei große Gruppen geschieden: in die Paragneise, die aus der Metamorphose von Sedimenten, und die Orthogneise, die aus der Metamorphose von Massengesteinen sichgebildet haben. Letztere erkennt man an ihrem chemischen Bestand, an den endo- genen und exogenen Kontakterscheinungen, die sich an ihrem Sal- band finden, und an der Führung von Nebengesteinseinschlüssen. Es hat sich herausgestellt, daß die granitischen Orthogneise, -d. h. die parallelstruierten Modifikationen granitischer Massen- gesteine, eine außerordentlich weite Verbreitung haben, und über ihre Entstehung ist denn auch in den letzten Jahrzehnten vor allen Dingen der Streit der Meinungen entbrannt. Die älteste und nächstliegende Anschauung ist die, daß die Gneise durch einfache mechanische Zerquetschung aus Graniten ent- stehen. Dieser Vorgang. findet sich in der Tat z. B. dort, wo Granite in der Nähe von Verwerfungen zu schiefrigen Modi- fikationen ausgewalzt sind. Derartige Verhältnisse sind unter anderen von REINISCH!) aus dem Gebiet der Lausitzer Haupt- verwerfung beschrieben worden. Der gänzliche Mangel an Zer- 23 — 2 brechungserscheinungen, den das mikroskopische Bild vieler Gneise aufweist, führte zur Entstehung zweier weiterer Theorien, derjenigen einer sog. Krystallisationsschieferung, und derjenigen einer primären Streckung. Die Theorie der Krystallisations- schieferung wurde wohl zuerst von BECKE?) aufgestellt und durch zahlreiche Arbeiten dieses Forschers sowie von GRUBEN- MANN®) und VAN HisE‘) theoretisch wie an praktischen Bei- spielen eingehend durchgearbeitet. Sie geht davon aus, daß unter der lösenden Wirkung des in jedem Gesteine kapillar oder subkapillar vorhandenen Wassers alle Mineralien einer langsamen Umkrystallisation unterliegen, und daß die dabeı neu entstehenden Krystalle (oft sind es besondere, charakte- ristische, andere Mineralspezies als im ursprünglichen Gestein) sich mit ihren größten Flächen normal zur Richtung des stärksten Druckes einstellen, und daß dadurch eine Paralleltextur des neugebildeten Gesteines entsteht. Diese Theorie hat sich als außerordentlich fruchtbar für die ganze Petrographie der krystallinen Schiefer erwiesen. Nach den Untersuchungen BECKES, GRUBENMANNS und FRANZ EDUARD Suzss’’) kann es kaum einem Zweifel unterliegen, daß viele Gneise, z. B. im südlichen Teil der böhmischen Masse, auf diese Weise aus richtungslos körnigen Graniten hervorgegangen sind. Die Theorie der primären Streckung wurde besonders von GÄBERT°) seinen Untersuchungen an den Gneisen des Erzgebirges zugrunde ge- legt. Auch er bringt Beispiele für die Richtigkeit dieser Theorie. Die Aufschlüsse an der Riesenburg zeigen z. B. einen Lagengneis von pegmatitischem Habitus, der die umschließender Schiefer durchbrochen und injiziert hat, dessen Lagen zugleich mit dem Schiefer intensiv gefaltet sind, und der dennoch keiner- lei innere Zerbrechungserscheinungen aufweist. Die überaus innige parallele Wechsellagerung, welche viele Gneise mit ihren schiefrigen Nebengesteinen verbindet, veranlaßte LEHMANN’) zu seiner Theorie der Injektionsgneise. Diese Theorie wurde später von französischen Forschern als Feldspatisation (der Ausdruck stammt von FOURNET°®) und wurde von BARROIS®) wieder aufgenommen) in modifizierter und erweiterter Form weiter ausgebaut. In neuerer Zeit vertritt besonders KT,EMM'°) ähnliche Anschauungen. Es läßt sich in der Tat nicht leugnen, daß gewisse Arten der sogenannten Flammengneise einer voll- kommenen Aufblätterung und Durchtränkung dünnblättriger Schiefer durch granitisches Magma allein oder doch fast allein ihre Entstehung verdanken. Einen mehr vermittelnden, alle Entstehungsarten berücksichtigenden Standpunkt nimmt Künx!') in seiner Untersuchung argentinischer Gneise ein. ma a Wir sehen also, daß für die Richtigkeit fast jeder der Theorien ein klassisches Beispiel sich anführen läßt, und müssen daraus schließen, daß jeder der angenommenen Prozesse im- stande ist, ein granitisches Magma in Gneis überzuführen. Da sich aber die verschiedenen Prozesse nicht gegenseitig aus- schließen, so können wir wohl annehmen, daß in der Mehrzahl der Fälle mehrere von ihnen zugleich die Umwandlung herbei- geführt haben. Aufgabe der petrographischen Untersuchung der Orthogneise wird es sein, festzustellen, welche Prozesse in jedem einzelnen Falle gewirkt haben, und inwieweit sie an der Ausbildung der Parallelstruktur als Ursache beteiligt sind. Die Untersuchung der krystallinen Schiefer im Osten des Riesengebirges machte mich mit einem großen, an allerlei verschiedenen Gneisen sehr reichen Areal krystalliner Schiefer bekannt. Die petrographische Beschreibung aller Gesteine des Gebietes soll in einer ausführlichen Arbeit in den Abhandlungen der Geologischen Landesanstalt mit Karte, Mikrophotogrammen, Analysen usw. später zusammenfassend veröffentlicht werden. Im folgenden gebe ich nur eine kurze Darlegung der Er- gebnisse bezüglich der Orthogneise und der Schlußfolgerungen, zu denen mich’ diese Ergebnisse führten, sozusagen als vor- läufige Mitteilung. Schon in meiner Arbeit über die Magneteisenerzlager von Schmiedeberg wies ich darauf hin, daß die Gneise jenes Ge- . bietes als gestreckte Granite, also als Orthogneise, zu betrachten seien; dies ergiebt sich vor allem aus den häufigen Übergängen in granitisch-körnige Massen und, wie ich neuerdings nach- weisen konnte, durch die Führung eckiger Nebengesteins- bruchstücke. Makroskopisch finden sich echte körnige Granite, Blauquarz-Granite, Augengneise, ebenschiefrige Lagengneise, schlierige Lagengneise (ohne wesentliche parallele Spaltbarkeit). Auch Flasergneise und langflaserige bis schiefrige Gneise treten auf, nur kurzschuppige Gneise sind so gut wie ausgeschlossen. Die mikroskopische Untersuchung einer großen Zahl von Dünn- schliffen ergab die verschiedensten Texturen: Parallele und körnige Gesteine, beide teils mit, teils ohne Kataklase, lang hingestreckte Glimmerflasern und Sericithäute, und kurze || o (der Schieferungsebene) gestreckte Glimmerputzen, einheitliche Ge- steinsmassen und solche, die einen wesentlichen Wechsel ihrer Beschaffenheit an verschiedenen Stellen des Schliffes (meist in verschiedenen parallelen Lagen angeordnet) zeigten. Die granitisch-körnigen Massen sind meist sehr grobkörnig. Nur selten zeigen sie u. d. M. völlig unverletzte Krystall- individuen, meist ist bereits durch mechanischen Druck eine 23* — 0 weitgehende Kataklase eingetreten. Diese mikroskopische Kataklase kann man den Gesteinen meist auch mit unbewaff- netem Auge schon ansehen. Ihre Struktur zeigt ein eigenartiges, wie verschwommen erscheinendes Bild, und die Quarze sind meist von intensiv blaugrauer Färbung. U. d. M. sind diese Blauquarze von Myriaden kleiner Flüssigkeitseinschlüsse durch- setzt, die in kreuz und quer das Mineral durchziehenden Ebenen (verheilten Rissen) angeordnet sind. Die Kataklase kann bis zur vollständigen Zerstückelung aller Gemengteile gehen. Meist findet sich indessen bei weitgehender Zerpressung eine andere Erscheinung, welche auf ein seitliches Ausweichen der gepreßten Massen schließen läßt. In dem feinkörnigen Splitterhaufwerk finden sich lang hingestreckte, aber dennoch beiderseits ausklingende Quetschzonen, in denen die Feldspate nicht nur zersplittert, sondern zu sericitischen Massen zermalmt sind. Meist sind diese Zonen durch die Glimmerkrystalle und Glimmerputzen des Granites verursacht; sie entsprechen aber’ nicht deren Lage, sondern sind sämtlich untereinander parallel und normal zur Druckrichtung orientiert. Wellenförmig schmiegen sie sich nur um die größeren, noch nicht zerstückelten Gemengteile herum, und so entstehen mehr oder weniger ge- streckte Augengneise, deren Augen oft, wenn der Granit sehr grobkörnig war, bis Faustgröße erreichen. Diese Sericitsträhne, in denen auch die spärlichen zerfetzten Biotitreste liegen, sind keineswegs unabhängige einfache Dislokationsklüfte mit be- gleitenden Zermalmungserscheinungen, sie sind vielmehr als beiderseits in der kataklastischen Splittermasse verklingende Zonen verstärkten seitlichen Ausweichens, als Gleitflasern [REINHARD'?)], zu betrachten. Zwischen ihnen sind die Gemeng- teile zu langen linsenförmigen- Trümmeraggregaten ausgezogen, und auch diese Trümmerlagen schmiegen sich den rundlichen Umrissen der augenförmig erhaltenen größeren Feldspate an. Eine noch weitergehende Zerquetschung des ganzen Gesteins, welche zur Ausbildung von fast reinen, nur mit feinstem Quarzstaub durchsetzten Sericitschiefern führen würde, läßt sich in unserem Gebiet nur an einzelnen Handstücken, nicht an Arealen nennenswerter Größe nachweisen. Dagegen treten uns in vielen Schliffen die deutlichsten Spuren wesentlicher Neubildungen entgegen. Die Feldspatareale und besonders die (Juarzareale sind zu einheitlichen Individuen oder Gruppen solcher regeneriert. Oft passen sich die Feldspate den neuen Verhältnissen unter Umbildung zu Mikroklin, Mikroperthit und Mikroklinmikroperthit an. In den Strähnen vereinigen sich die feinschuppigen Glimmerblättchen zu neuen größer individuali- AO N sierten Massen. Auch der Biotit regeneriert sich, so daß an Stelle der Ausweichzonen unregelmäßig großblättrige Glimmer- flasern entstehen, eine Erscheinung, auf die LEHMANN’) schon hinwies. Auch in den rein kataklastischen Graniten ohne Sericitsträhne finden sich deutliche Neubildungen, wie wir schon an den ausgeheilten Quersprüngen der Blauquarze erkannten. Die Feldspate zeigen bisweilen regenerierte Ränder, aber die Neubildungen bleiben doch gegen die Kataklase sehr im Hintertreffen, so daß es erklärlich ist, wenn wir Gesteine mit reiner Krystallisationsschieferung, also mit einzelnen, aber parallel gestellten Glimmerblättern, schuppige Gneise, in unserem Gebiet nicht auffinden. Betrachten wir, wie sich bei den verschiedenen Um- wandlungsprodukten des Granites die allerdings recht spär- lichen Einschlüsse verhalten, so sehen wir, daß sie im Kataklas- granit noch ihre eckige Form behalten. Beim Eintreten der Quetschungszonen können wir in günstigen Fällen sehen, wie diese als Verwerfungsklüfte die Grenzen der Einschlüsse ver- schieben. Meist allerdings sind die Einschlüsse, die ja auf- geblätterte und abgebrochene Schieferschollen sind, schon von Natur mit ihren Längsflächen normal zur Druckrickhtung, also lo, gelagert, so daß Verwerfungen nicht eintreten können. Geht die Quetschung noch weiter, so werden die Einschlüsse zu linsenförmigen Massen ausgewalzt, die, wenn sie, wie in unserem Falle meistens, aus Biotithornfels bestanden, als ein Chloritquarzaggregat sich darstellen. Neukrystallisation läßt sie zu Biotitquarzschiefern werden, und zwar zu flaserigen, wenn wesentlich mechanische Kräfte mitwirkten, zu kurz- schuppigen, wenn vorwiegende Krystallisationsschieferung vor- handen war. Ein großer Teil der Gesteinstypen läßt sich also erklären als durch mechanische und chemische Umwandlung aus gleich- körnig-granitischen Gesteinen entstanden. Es finden sich aber auch Gesteinsarten, die eine solche Erklärung nicht ohne weiteres zulassen. Von besonderem Interesse ıst hier eine Varietät, welche besonders in den randlichen Teilen der Gneis- gebiete verbreitet ist, und die ich im folgenden kurz als schlierige Gneise bezeichnen will. Diese Gesteine, im östlichen Riesengebirge meist von pegmatitischer Mineralzusammensetzung, also mit wenig und vorwiegend muscovitischem Glimmer, zeigen weder dem bewaffneten noch dem unbewaffneten Auge irgend- welche mechanische Deformationen. Auch sind die Mineralien keineswegs mit ihren Längsrichtungen gleichsinnig orientiert, und dennoch zeigen sie eine deutliche Paralleitextur. Sie wird Ze: 3 50 ETAGE, bedingt durch einen schon makroskopisch sichtbaren Wechsel von dünnen quarzreichen und feldspatreichen Lagen. Die Lagen sind nicht scharf begrenzt, auch findet keine deutliche schiefrige Absonderung des Gesteins nach diesen Lagen statt. Am Neben- gestein gehen die Lagen stets mit der Gesteinsgrenze parallel; eckige Einschlüsse umschmiegen sie augenförmig, und als bester Beweis, daß sie nicht durch eine wieder verheilte Gleit- bewegung des Gesteines entstanden sind, kann der Umstand gelten, daß die Einschlüsse völlig ungeschiefert, hornfelsartig und von kleinen Apophysen des granitischen Materiales durch- setzt sind. U. d.M. erkennt man, daß das Gestein aus einem Wechsel von kleinkörnig-feldspatreichen und etwas gröber körnigen, vorwiegend aus Quarz und Muscovit bestehenden Zonen zusammengesetzt sind. Die Mineralien der letzteren Partien stoßen mit außerordentlich zackigen, komplizierten Grenzen aneinander, und besonders sind die Muscovitquer- schnitte oft von geradezu bizarrer Form, während die Biotite einfachere Umrisse aufweisen und mehr in den feldspatreichen Lagen sich finden. Die kleinste mechanische Beeinflussung müßte sich in den (@uarz-Muscovitpartien durch Zerspringung der Quarze und Verschiebung der Muscovite geltend machen; daß aber keine Krystallisationsschieferung vorliegt, zeigt die Form und Lage der Mineralkörner, deren Längsflächen in allen mög- lichen Richtungen im Gestein liegen. Die einzig mögliche Erklärung für diese Gesteine ist meines Erachtens die, daß man sie als eine der Fluidalstruktur gewisser Porphyre analoge Fluktuationserscheinung im granitischen Magma, also als eine primäre Streckung, auffaßt. Die quarz-muscovitreichen Schlieren sind dabei als ultrasaure, pegmatitische und z.T. vielleicht halb- pneumatolytische Bildungen aufzufassen, worauf besonders das Vorkommen des vielen Muscovites hinzuweisen scheint. Ver- gleichende Studien an den Gesteinen anderer Gneisareale führten zur Auffindung weiterer Vorkommnisse solcher schlieriger Gneise. Vor allem zeigen die zweifellos primär gestreckten „Pegmatit- gneise“ der Riesenburg bei Osseg, die schon eingangs erwähnt wurden, eine ganz ähnliche Struktur. Auch der Lagergranit vom, Katzenstein bei Rochlitz, eine vereinzelte Granitintrusion in dem Schiefermantel des sächsischen Granulitgebirges, zeigt ganz ähnlichen, undeutlich lagenförmigen Wechsel von quarzreichen und feldspatreichen Partien. Es sollnun keineswegs gesagt werden, daß diese schlierigen Gneise die einzigen Abarten seien, welche unveränderte primäre Streckung aufweisen. Es wäre zum Beispiel möglich, daß manche schuppige Gneise, die sich von eugranitischen Ge- el steinen nur durch die parallele Lage der Glimmerblätter unter- scheiden, primär gestreckt sind, d. h. so, wie sie jetzt vor- liegen, aus dem Schmelzfluß herauskrystallisierten. Aber es ist doch immerhin noch nicht bewiesen, daß ein einseitiger Druck, ein Streß im Sinne BECKEs und GRUBENMANNS, inner- halb einer, wenn auch vielleicht sehr viskosen Flüssigkeit existieren kann, ohne sich in allseitigen hydrostatischen Druck umzusetzen. Denkbar und wahrscheinlich wäre ein einseitiger Druck nur dann, wenn er lokal wirkt und die Flüssigkeit von den Stellen ‚stärkeren Druckes nach denen schwächeren Druckes ausquetscht. Dann entsteht aber eine Bewegung in der Flüssigkeit, und das Ergebnis muß ein den Fluidalstrukturen der Porphyre ähnliches sein, wie es zwar in einem schlierigen Lagengneis, nicht aber in einem gleichmäßig schuppigen Gneise vorliegt. In den meisten schuppigen Gneisen zeigen uns übrigens die Mineralisation (das oft reichliche Vorkommen von Granat, Mikroperthit, Myrmekit usw.) sowie gewisse Eigen- heiten der Struktur (verheilte Streckrisse, verheilte Kataklasen, regenerierte Feldspate), daß sie einer starken Neukrystallisation unterlegen haben. Zuvörderst und bis zum Beweise des Gegen- teils sind wir daher wohl berechtigt, von jedem schuppigen Orthogneis anzunehmen, daß er durch Krystallisationsschieferung ohne wesentliche mechanische Streckung aus granitischem Ge- stein hervorgegangen sei. Ähnliches wie vom schuppigen gilt vom flaserigen Gneise. Die Flasern zeigen niemals einen an Fluidalstruktur erinnernden Bau und lassen sich durch Krystallisationsschieferung unter gleichzeitigem Eintreten mecha- nischer Ausweichbewegung so ungezwungen erklären, daß wir, auch wenn die mineralogischen und strukturellen Anzeichen der Krystallisationsschieferung nicht nachweisbar sind, uns für berechtigt halten können, eine rein primäre Streckung zunächst nicht anzunehmen. Gneise mit lang sich hinziehenden Sericit- häuten sind selbstverständlich mechanisch beeinflußt. Dasselbe könnte man von allen Gesteinen mit inneren Zerbrechungen annehmen. Diejenigen Forscher, welche der primären Streckung einen sehr weitgehenden Einfluß bei der Entstehung der Gneise einräumen, pflegen indessen solche Zerbrechungen gern als Anzeichen einer Protoklase zu betrachten. Verf. muß gestehen, daß er diesen Anschauungen recht skeptisch gegenübersteht. Der Begriff der Protoklasstruktur wurde zunächst für gewisse porphyrische Gesteine eingeführt, in denen die Gemengteile der älteren Generation nicht als wohlgebildete Krystalle oder als Resorptionsreste solcher, sondern als deutlich mechanische Bruchstücke von der normal entwickelten Grundmasse um- ADD schlossen werden. Der Begriff der Protoklase setzt also das Auftreten von zwei Krystallgenerationen oder doch zum mindesten von zwei in sehr streng getrennten Perioden auskrystallisierten Mineralkomponenten voraus. Man wäre wohl berechtigt, einen Granit als protoklastisch anzusprechen, wenn die Feldspate zerbrochen, die Quarze aber noch völlig intakt wären. Die außerordentlich leichte Möglichkeit einer Neubildung von Quarz aber, die sich uns auf Schritt und Tritt zeigt, läßt hier höchste Vorsicht geboten sein. Die langsame Erstarrung und die große Mineralisationskraft des Granites macht es .auch recht un- wahrscheinlich, daß die Feldspatbruchstücke als solche in der zuletzt sich ausscheidenden Quarzmasse erhalten bleiben; es ist vielmehr viel wahrscheinlicher, daß sie zu kleineren neuen Krystallen noch vor der Einbettung ausheilen. Ein ähnlicher Prozeß wie der eben angedeutete liegt vielleicht der Bildung der schlierigen Gneise zugrunde, indem hier ein Krystallbrei von Feldspaten während des langsamen Fließens durch die quarz- und muscovitbildenden pegmatitischen „End- laugen“ durchtränkt und verkittet wurde. Nachdem wir in den schlierigen Gneisen primär gestreckte Granitmodifikationen erkannten, fällt es uns nicht schwer, deren durch Zertrümmerung und Neukrystallisation entstandene Umwandlungsprodukte aufzufinden. Bei Arnsberg finden sich in unserem Gebiet nahe der Schiefergrenze Gesteine, welche noch keine deutliche Parallelabsonderung, aber dennoch eine sehr starke und feine, an Granulite erinnernde Lagenstruktur aufweisen. U. d. M. zeichnen sie sich durch sehr starke Kataklase ohne Quetschungserscheinungen aus. Wir sind wohl berechtigt, sie als dem Stadium der Blauquarzgranite ent- sprechende Modifikation der schlierigen Gneise zu betrachten. Ebenplattige, leicht spaltbare Schiefer mit weit ausgedehnten Serieithäuten || © sind offenbar die Produkte weitergehender, mit Quetschung und seitlichem Ausweichen verbundener Um- formung dieser Gesteine. Es ist ohne weiteres klar, daß die schlierigen Gneise vermöge ihres Aufbaues aus feldspatreicheren’ und quarzreicheren Lagen, also aus Lagen, die gegen Druck verschieden widerstandsfähig sind, ganz besonders leicht der mechanischen Umformung unterliegen. Hiermit stimmt es über- ein, daß die wohlerhaltenen schlierigen Gneise recht selten sind. Da die primäre Streckung ganz besonders in den rand- lichen Gebieten der Gneisareale auftritt, so kann es uns auch nicht wundern, wenn wir am-Rande eine im allgemeinen viel stärkere Parallelstruktur der Gneise finden als in den mittleren Partien. ed Die Zermalmung der primär gestreckten Gneise zu eigent- lichen Sericitschiefern ist in unserem Gebiet nur ganz selten zu sehen. Diese Schiefer unterscheiden sich von den aus. zermalmtem Granit entstandenen nur durch ihre ebenplattige Schieferung. Ähnliches gilt von den unter wesentlicher Neu- bildung entstandenen Äquivalenten des Flasergneises. Wir können erwarten, hier eine mehr schiefrige als flaserige Textur vorzufinden. Produkte reiner Krystallisationsschieferung finden wir, wie schon bemerkt wurde, in unserem Gebiete nicht. Wir müßten erwarten, daß aus solchen schlierigen Graniten (bzw. Orthogneisen) Gesteine hervorgehen, welche dünnlagigen Wechsel von verschiedenen bald glimmerreicheren, bald glimmerärmeren Abarten zeigen, bei kurzschuppiger Textur und sekundärer Mineralisation (Mikroperthit, Granat, Cyanit, Andalusit: usf.). Es ist sehr wahrscheinlich, daß uns solche Gesteine z. B. in den Granuliten vorliegen. Schon CREDNER") und GÄBEIT‘) wiesen auf allerlei Wahrscheinlichkeitsgründe hin, die dafür sprechen, daß die Granulite des sächsischen Mittelgebirges die primär gestreckten Randpartien eines in zentralen Teilen als. Biotitgneis erhaltenen Granitmassives darstellen. Auf Grund vorstehender Betrachtung komme ich also zu demselben Er- gebnis, nur, daß ich für die Granulite nicht die Ausscheidung aus dem Magma in der Form, wie sie jetzt vorliegen, voraus- setze (welches Magma vermöchte feinfasrigen Mikroperthit neben COyanit usw. auszuscheiden?), sondern weitgehende Um- formung eines ursprünglichen Schlierengranites durch Krystalli- sationsschieferung annehme.' Betrachten wir nun den Einfluß, welchen eine weit- gehende Intrusion und Aufblätterung des schiefrigen Neben- gesteins, Amphimixis |Gürıcn')], auf die Ausbildung der Gneise hat. Zunächst ıst klar, daß die fluidale Schlieren- bildung zwischen den Schieferblättern deren Streichrichtung parallel verlaufen muß. Es entsteht also eine hochgradige Konkordanz mit auskeilender Wechsellagerung zwischen Gneis- und Schiefer, die durch weitere mechanische und chemische Umsetzung nur noch verstärkt wird. Findet zugleich mit der Intrusion eine Resorption [Diapepsis, GÜRICH'*)] statt, so: bilden sich aus den dünneren Schieferblättern basische oder saure Schlieren, die sich ebenfalls der allgemeinen Konkordanz. einfügen. Da durch Diffusion die Grenzen der basischen Schlieren unscharf werden, entstehen Flammengneise im Sinne LEHMANNs. Bei hinzukommender metamorpher Umformung ist dann. das Endprodukt ein Flasergneis mit chemisch ab- weichenden Gesteinslinsen. OA Verteilt sich das resorbierte Material über weite Gebiete des Granitmagmas, so kann dieses eine chemisch abweichende Randfacies erhalten. Derartige Erscheinungen lassen sich z.B. in den östlichen Gneisgebieten bei Städt. Dittersbach sehr deut- lich beobachten. Der Gneis, der hier amphibolitische Gesteine durchsetzt, ist mehrfach randlich durch basische Hornblende- gneise, und selbst durch Gabbroschiefern nahestehende Modi- fikationen vertreten. Wenn im vorstehenden von mineralischer und mechanischer Umformung granitischer Gesteine nach deren Erstarrung die Rede war, so soll damit keineswegs gesagt sein, daß diese Prozesse völlig unabhängig von der Intrusion, sozusagen später einmal zufällig, eintreten. Wir sehen, daß Intrusionen meist mit der Auffaltung großer Gebirgssysteme verbunden sind. Es ist sehr wahrscheinlich, daß der gebirgsbildende Druck auch nach der Erstarrung des Magmas noch fortwirkt. Ebenso können wir annehmen, daß ein großer Teil der Umkrystallisationen noch unter der Nachwirkung der Erhitzung des Granites und seiner Umgebung erfolgte. Der Vorgang der Tiefenmetamorphose, der bei Sedimenten erst nach Begrabung unter gewaltigen jüngeren Schichtenkomplexen eintritt, ist also für Granite von vornherein gegeben, solange nicht durch eruptive Verbindung des Magmaherdes mit der Oberfläche starke Druckentlastung, Wärmekonvektion und Entgasung möglich ist. Hierauf beruht wohl die Häufigkeit von Orthogneisen im Gegensatz zu Sedi- menten, die reine Tiefenmetamorphose, d. h. Metamorphose ohne Nachbarschaft plutonischer Gesteine, erkennen lassen. Auch die mechanische und chemische Umformung sind keineswegs so zu denken, daß sie voneinander getrennt zu verschiedenen Zeiten wirken; sie gehen vielmehr von Anfang an Hand in Hand, und was die eine erzeugt, wird von der anderen gleichzeitig umgewandelt. Mechanische Umformung allerdings kann nur so lange wirken, als eine Kompression eventuell unter seitlichem Ausweichen der Gesteinskörper noch möglich ist. Die chemische Metamorphose ist an die wesent- liche Erwärmung des okkludierten Wassers gebunden. Diese aber wird um so länger anhalten, in je größerer geothermischer Tiefe das Magma erstarrte. Fassen wir alle Erscheinungen von der Intrusion des flüssigen Magmas bis zum Aufhören der Druckkräfte und bis zur völligen Erkaltung des Gesteines zusammen, so wird aller- dings der weitaus größte Teil der Gneisentstehung in dieser Periode stattfinden (kleine Umformungen sind in jedem Gestein zu jeder Zeit im Gange). Für den Gesamtkomplex können = wir dann die von WEINSCHENK"”) gewählte Bezeichnung Piezokrystallisation sehr wohl anwenden. Daß aber die ur- sprüngliche Krystallisation aus einem flüssigen Magma unter Druck (der nur ein hydrostatischer sein kann) wesentlich andere Strukturen erzeugt als unter normalen Verhältnissen, ist bisher nicht sicher erwiesen und ist eine Hypothese, deren Heran- ziehung, soweit man bisher die Dinge überschauen kann, nicht unbedingt nötig erscheint. Fassen wir die verschiedenen Entstehungsarten der Ortho- gneise und die daraus resultierenden Strukturen in einem Schema zusammen, so ergibt sich folgendes Bild, wobei a die gleichmäßig körnig erstarrten, b die unter paralleler Schlieren- bildung bzw. primärer Streckung erstarrten Gesteine umfaßt. Zwischen beiden Gruppen sind selbstverständlich Übergänge vorhanden. —> zunehmende Krystallisationsschieferung | S a) Granite S E S b) Schlierige Gneise 2) pchuppize Cneire 3 B (hierher Flammengneise) | b) Schuppige Lagengneise Ser, Be ee (hierher Granulite) | a) Blauquarzgranite =|ioN © ı©,% | b) Kataklastische 3 3 Lagengneise SEE: a) Flaserige Gneise a ®) Augengneise b) Sehiefrige Gneise ®|=2”% | b) Serizitische Lagengneise >| 5 = | 98 = Ri 4F | N 8 it- 5S|BES 2 Manche Sericitschiefer | ne Seo Ss =.) b) schlefer oe Zu den Bezeichnungen dieser Tabelle ist zu bemerken: Schlierige Gneise: Bei normalen Gesteinen schlieriger Wechsel von feldspatreicheren und feldspatärmeren Partien, bei weitgehender Nebengesteinsintrusion oft mit parallelen Hornfelsblättern, bei gleichzeitiger Resorption mit parallelen sauren oder basischen Schlieren (Flammen- gneise). Blauquarzgranite: Granite mit makroskopisch verwaschen er- scheinender Textur, Kataklase, und meist mit Blauquarz. Kataklastische Lagengneise: Ebenschiefrig, äußerlich oft granulit- ähnlich. Augengneise: Bei prophyrartiger Ausbildung der Granite einzelne Augen in feinkörnig kataklastischer Grundmasse; bei gleichkörniger Ausbildung dichtgedrängte Augen mit wenig feinkörnigem Cement, welches, da es aus der Zer- quetschung anderer den Augen an Größe nahe stehender Gemengteile hervorging, aus langen mikroskopischen Linsen von vorwiegendem Quarz oder vorwiegendem Feldspat oder aus Glimmer- bzw. Sericitflasern besteht und dadurch lagengneisartig werden kann. Sericitische Lagengneise: Die ebenen Schieferungsflächen sind mit zusammenhängenden Sericithäuten belegt. Bei In- trusion und Resorption des Nebengesteins finden sich chemisch abweichende Lagen. Sericitschiefer gehören nur hierher, wenn sie durch vollkommene Zermalmung der Feldspate aus Granit bzw. Orthogneis entstanden sind, im Falle a sind sie mehr schuppig, im Falle b mehr ebenschiefrig. Schuppige Gneise: Scheinbar holokrystalline, wie der Mineral- bestand und Einzelheiten der Struktur zeigen, aber holo- blastische Granitgesteine, deren Glimmer sämtlich parallel gelagert sind. Schuppige Lagengneise: Den vorigen ähnlich, aber von lagen- weise wechselndem chemischen Bestand und der Mineralisation tiefenmetamorpher Gesteine. Oft mikro- perthit- und granatreich mit lagenweise wechselndem Biotitgehalt (Granulite). Flaserige Gneise: Diese Gruppe, bei deren Entstehung alle in Frage kommenden Faktoren in ungefähr gleichem Maße mitgewirkt haben, bildet die große Hauptmasse der Gneise. Sie ist mit allen anderen Klassen durch Übergänge ver- bunden. Schiefrige Gneise: Nur, wenn die parallele Schlierenbildung des Ausgangsmateriales ziemlich grob war, bleibt sie als dünnblättriger Wechsel chemisch verschiedener Lagen erhalten. Muscovitschiefer: Natürlich nur solche, die nachweislich durch die Auswalzung granitischer Massen entstanden sind. Zusammenfassung. Einfache Kataklase eines Granites bewirkt in den Gneisen des östlichen Riesengebirges noch keine Paralleltextur. r x \ Sekundäre Paralleltextur wird in diesen Gesteinen erst erzeugt durch ein seitliches Ausweichen der Gesteinsmassen, Differentialbewegung auf untereinander parallel und normal zur Druckrichtung gelegenen Rutschflächen. Während des Quetschungsprozesses, besonders aber nach Abschluß desselben findet eine Neukrystallisation unter ein- seitigem Druck statt, welche die Kataklase verheilt und die feinschuppigen Quetschungszonen zu großblättrigen Glimmer- flasern umwandelt. Hat die Neukrystallisation ihr Endziel erreicht, so ent- stehen parallelstruierte Gesteine ohne Anzeichen gewaltsamer Streckung von scheinbar holokrystallinem in Wirklichkeit aber, wie auch der Mineralbestand oft ausweist, holoblastischem Gefüge. Sie können ganz den Eindruck primär gestreckter Gesteine machen. Es gibt im Schmiedeberger Gneisgebiet auch Orthogneise, welche eine Parallelstruktur durch primär lagenförmigen Wechsel in der relativen Beteiligung der Gemengteile aufweisen. Diese Gesteine sind für die Entstehung einer mechanischen Umformung infolge ihrer lagenweisen wechselnden Widerstands- kraft besonders empfänglich, um so mehr, als die primäre Streckung parallel der Grenzen der intrudierten Schiefer und damit senkrecht zu der zu erwartenden Druckwirkung verläuft. Da die primäre Parallelstruktur meist in den randlichen Teilen der Intrusivmassen auftritt, so weisen die Gneismassen meist in den randlichen Partien wesentlich stärkere Schieferungs- erscheinungen auf, als in den oft noch granitisch- körnigen mittleren Partien. Tritt keinerlei mechanische und chemische Deformation auf, so entstehen zentral granitische Gesteine, randlich schlie- rige Gneise und bei starker Intrusion und Resorption Flammen- gneise (Adergneise). Beim Hinzukommen kataklastischer Zertrümmerung bilden sich zentral Blauquarzgranite, randlich kataklastische Lagen- gneise. Kommt innere Zerquetschung hinzu, so entstehen zentral (neben Blauquarzgraniten) Augengneise, randlich Lagengneise mit Sericithäuten. Bei gleichzeitiger Ausheilung und Zerquetschung durch Krystallisationsschieferung entwickeln sich zentral granitische bis flaserige, randlich schiefrige Gneise. Überwiegende Krystallisationsschieferung erzeugt zentral schuppige bis granitisch-körnige Massen, randlich lagenförmig kurzschuppige Gesteine (Granulite und Biotitgranulite). — Bd Literatur. ReınıscH: Druckprodukte aus Lausitzer Biotitgranit. Habilitations- schrift, Leipzig 1902. BEcKkE: Gneisformation des Niederösterreichischen Waldviertels. Sitz.-Ber. Wiener Akad. 1892. — Uber die Beziehungen zwischen Dynamometamorphose und Molekularvolumen. Wiener akad. Anzeiger 1896. — Uber Mineralbestand und Struktur der krystallinen Schiefer. Sitz.-Ber. Wiener Akad. 1903. GRUBENMANN: Die krystallinen Schiefer I. Berlin 1904. van Hıse: Treatise on Metamcorphism. U.S. Geol. Survey, Mono- graphs 47. F. E. Suxss: Beispiele blastischer und krystalloblastischer Gesteins- umformung. Mitteil. Geol. Ges. Wien 1909. GÄBERT: Die Gneise des Erzgebirges und ihre Kontaktwirkungen. Diese Zeitschr. 1907, A. S. 308. LEHMANN: Untersuchung über die Entstehung der altkrystallinen Schiefergesteine usw. Bonn 1884. FOURNET: An. de Chim. et de Physique, Bd. 60, 1835. BARROIS: Comptes rendus du Congres Geologique Internat. Paris 1900. Excursion dans la Bretagne. . Kremm: Bericht über Untersuchungen an den sog. Gneisen usw. der Tessiner Alpen. Sitz.-Ber. Akad. d. Wissensch. Berlin 1904 und 1906. — Über einige typische Fälle von granitischen Injektionen. Notizbl. Ver. f. Erdk. u. d. Geol. Landesanst. Darmstadt, N. F., Heft 25. . Künn: Untersuchungen an altkrystallinen Schiefergesteinen aus dem Gebiete der argentinischen Republik. N. Jahrb. Min., Beil.- Bd. VI. . Remmarnp: Der Coziagneiszug in den rumänischen Karpathen. Inaug.-Diss. Zürich 1906. . CREDNER: Die Genesis des sächsischen Granulitgebirges. Leipzig. Renuntiationsprogramm, 1906. GüÜrIcH: Granit und Gneis, ein Beitrag zur Lehre von der Ent- stehung der Gesteine. Himmel und Erde 1905. WEINSCHENK: Dynamometamorphisme et Piezocrystallisation. Con- gres Geologique Internat. Paris 1900, S. 326. Zur Diskussion sprechen Herr SCHEIBE und der Vortragende. N W. (07 BEYSCHLAG. ZIMMERMANN. BELOWSKY. Briefliche Mitteilungen. 26. Campylosepia elongata n. sp. Von Herrn Kar PicarD. Sondershausen, den 30. März 1910. Im Jahre 1899 beschrieb ich in dieser Zeitschrift, Bd. 51, S. 308/309, als neue Gattung und Art die in der Terebratel- zone des Unteren Muschelkalks (mu 2y) auf dem Toten- berge bei Sondershausen gefundene Campylosepia triasica. Im .Spätherbst 1909 fand ich in derselben Schicht, etwa 200 m ostwärts von der vorigen Fundstätte, eine Versteinerung, die ich zu derselben Gattung stelle, die aber wohl einer anderen Art zugehören dürfte. Aus einem dicken, reichlich mit Bivalven besetzten Schaumkalkblocke sprang ein Steinkern von auf- fallender Länge aus dem dazu gehörenden Abdruck heraus. Die vorliegende Art zeigt die Gestalt eines fachgekrümmten Rinderhornes, dessen Wurzel 9 cm breit und ca. 5 cm dick ist; das spitze Ende ist 2,5 cm breit. Die Gesamtlänge beträgt etwa 13 cm. Die Schalenoberfläche ist ebenso wie bei Cam- pylosepia triasica glatt. Der hornähnlich verlängerte Teil ist wie der Steinkern oben gewölbt, unten etwas abgeplattet und zeigt in der Längsrichtung schwach vertiefte Linien. Leider fehlt das vordere Ende. Das Gehäuse des Tieres war dick- schalig; das verbreiterte Schalenende ist 0,50 cm dick. Die Schale ist durch den Versteinerungsvorgang verloren gegangen; deshalb sind die Abbildungen Fig. 1a—c nach einem Gelatine- Ausguß des vorhandenen Abdruckes hergestellt worden. Die oberen 7 cm des Steinkerns sind schwach nach innen gekrümmt und 1—1'); cm breit; erst dann tritt eine wesentliche Erweiterung auf. Eine deutlich gewölbte Öber- seite grenzt an die schwach konkave Unterseite mit einer scharfen Kante. Der Steinkern ist mit einer dünnen Sinter- rinde überdeckt, so daß man die Schalenstruktur der Innen- seite nicht erkennen kann. Er besteht aus 3 Abschnitten, die die Ausfüllung von durch Scheidewände getrennten Kammern darstellen; der mittlere Abschnitt ist aus dachziegelartig — 900, aneinandergefügten Lamellen zusammengesetzt und dem Stein- kern der Campylosepia triasica K. PıcArD ähnlich. Im übrigen unterscheidet sich der vorliegende Steinkern von der eben genannten Form durch die Gliederung in drei besondere Abschnitte und durch die Dimensionen. BE. Dallmer gez. a b Fig. 1. a Campylosepia elongata n. sp. !/s d. nat. Größe. a und b Von der Seite gesehen. c Von oben gesehen. Nimmt man eine ähnliche Entwickelung wie bei Campylo- sepia triasica an, so müßte das fehlende Stück etwa 40 cm lang und 30 cm breit gewesen sein. Der Schulpenkörper ist leider völlig zertrümmert, so daß eine Vergleichung aus- geschlossen ist. Ebenso läßt sich nur vermuten, wie der große Fleischkörper gestaltet war. War er dem der Campylo- sepia triasica entsprechend entwickelt, so konnte er, wie bereits oben gesagt, etwa 40 cm lang und 30 cm breit, gewesen sein. Kammer- scheidewand iS! Kammer- --,7 scheidewand E. Daumen gez.. 7 b Fig. 2. Steinkern von Campylosepia elongata n. sp. V, d. nat. Größe. Wenn auch mein Wunsch, eine vollständig erhaltene Campylosepia zu sehen, bis heute noch nicht erfüllt ist, so: möchte ich doch die neue Form mitteilen und sie wegen der verlängerten Gestalt als Campylosepia elongata n. sp. von der 1899 beschriebenen Art unterscheiden. 37. Zur Entstehung der mittelrheinischen Tiefebene. Von Herrn P. KessLer. Saarbrücken, den 1. April 1910. Auf der Versammlung unserer Gesellschaft in Straßburg im August 1892 brachte gelegentlich des Ausflugs nach dem Bastberg bei Buchsweiler Herr VAN WERVEKE die ersten Mit- teilungen über die Altersfolge der verschiedenen tertiären 24 Küstenkonglomerate im Rheintal. Am Bastberg liegen auf eocänen Süßwasserkalken mächtige Konglomerate, die lediglich aus Dogger, nach neueren Untersuchungen auch ganz unter- geordnet aus Malm bestehen. Ältere Gesteine sind nicht vor- handen. Im Gegensatz hierzu liegt 17 km östlich, bei Uhl- weiler, ein Konglomerat, das neben Jura- auch Triasgesteine führt und auf sehr mächtigen tertiären Mergeln auflagert. Es ist die südliche Fortsetzung eines gleichgelagerten und gleich- zusammengesetzten Konglomerats, das zwischen Weißenburg und Wörth am Fuße des Hochwaldes liegt. Nimmt man an, daß nach Ablagerung des oberen Jura und vor Ablagerung des Oligocäns keine bedeutenden Störun- gen im jetzigen Rheintale stattgefunden haben, so müssen auch, wenigstens in einem so beschränkten Bezirk, wie es die Strecke von Weißenburg bis Buchsweiler ist, im wesentlichen dieselben geologischen Schichten angestanden haben. In der Tat finden wir auch hier überall das Oligocän, wo überhaupt die Auflagerung bekannt ist, auf oberem Dogger oder eocä- nem Süßwasserkalk aufliegen. Eine Zerstückelung des Rhein- tales in einzelne Schollen, wie wir sie jetzt finden, kann also vor Ablagerung des Tertiärs noch nicht bestanden haben. Bei der sofort nach Einbruch des Rheintales oder Erhebung der Vogesen einsetzenden Erosion und Bildung der Konglomerate können also zuerst nur die jüngsten dort überhaupt anstehen- den Bildungen abgetragen worden sein, Eocän und Dogger, erst nachher, nachdem diese bereits erodiert waren, oder auch bei weiterer Hebung der Küste, die Trias. Demgemäß müssen die ältesten Konglomerate lediglich aus Juragesteinen bestehen, und erst die jüngeren können triadische Gerölle führen. Da- zu kommt, daß bei Uhlweiler und am Hochwald die Konglo- merate auf mächtigen, früher für Unteroligocän angesehenen Mergeln auflagern, bei Buchsweiler dagegen unmittelbar auf . Eocän. Am Bastberg ist jetzt der Hauptoolith noch in 326 m Höhe vorhanden, am Fuße des Hochwaldes ist er nach einer Bohrung in mindestens 490 m Tiefe anzunehmen. In der Nähe von Uhlweiler sind ebenfalls in einer Bohrung in 195 m Tiefe rote Mergel angetroffen worden, unter denen nach anderen Bohrungen mindestens noch 260 m Mergel zu erwarten sind. Die obere Grenze des Hauptooliths liegt demnach in einer Tiefe von mindestens 400 m. Das ist ein Unterschied in der Höhenlage des Hauptooliths von mindestens 700 m. Die Konglomerate liegen bei Uhlweiler + 210 m hoch. Es müßte also eine über 600 m messende voroligocäne Verwerfung statt- gefunden haben und eine spätere von etwas über 100m. Eine — 0 Verwerfung von über 600 m ist unmöglich mit der Tatsache in Einklang zu bringen, daß das Tertiär überall auf Dogger aufruht. Viel wahrscheinlicher ist es, daß sich zwischen die Bastbergkonglomerate und die von Uhlweiler die 600 m mäch- tigen Mergel einschieben. Die Untersuchung der sonstigen im Elsaß vorhandenen Küstenkonglomerate hat VAN WERVEREs Schlüsse vollkommen bestätigt!). Es kommen nicht nur, wie bei Sulzbad, drei voll- kommen verschieden zusammengesetzte Konglomerate in so großer Nähe zusammen vor, daß man eine gleichzeitige Ent- stehung unmöglich annehmen kann, sondern die verschiedenen Konglomerate liegen auch jetzt noch an einigen Stellen mehr oder minder ungestört übereinander. Am instruktivsten ist in dieser Hinsicht die Umgebung von Kolmar vom Florimont bis nach Egisheim. Der Florimont verdient deshalb besonderes Interesse, weii in den Konglomeraten, die den Dogger dis- kordant überlagern — es ist also hier eine der wenigen Stellen, an denen sich eine, wenn auch nur geringe, voroligocäne Störung nachweisen läßt —, sich Versteinerungen gefunden haben, aus denen sich für die Konglomerate mit reinem Doggergehalt das Alter der Sande von Fontainebleau feststellen läßt. Am nur wenige Kilometer südlich gelegenen Letzenberge ist die Auflagerung auf Dogger ebenfalls diskordant. Das Tertiär be- ginnt mit Doggerkonglomeraten, deren Gerölle schnell an Größe abnehmen. Bald stellen sich auch Muschelkalk- und Buntsandsteingerölle ein, zuerst vereinzelt, dann in großer Menge. Ungefähr 20 m über der Basis des Tertiärs haben FLICHE und BLEICHER eine Fossilbank mit Psammobia plana, Panopaea FHeberti, Sphenia und Pflanzenresten gefunden; also auch hier ist das Alter der Sande von Fontainebleau für die untersten Konglomerate festgelegt. Etwa 3 m höher folgt aber schon eine Bank mit ÜCyrena und wieder etwa 12 m höher liegen rote und gelbe Mergel mit Mytilus Faujasi und Uyrena semi- striata. Es folgen noch etwa 25 m Konglomerate mit reich- lichem Gehalt an Triasgeröllen. Südlich des hier etwa 3 km breiten Fechttales finden die Konglomerate vom Letzenberg in den Höhen südlich von Winzenheim ihre Fortsetzung. Den besten Einblick in die Schichtenfolge erhält man, wenn man einen der Feldwege oberhalb der Bierkeller nach der Höhe einschlägt. Das Lie- !) Vgl. meine Arbeit: Die tertiären Küstenkonglomerate in der mittelrheinischen Tiefebene. Mitt. geol. Landesanstalt von Elsaß- Lothringen, Bd. VII, Heft 2, 1909. 24* — a0 = gende der Konglomerate ist hier nicht aufgeschlossen. Sie be- ginnen mit einer mächtigen Folge lediglich aus Dogger be- stehender Gerölle, unter denen zahlreiche Korallen auffallen. Hat man den ersten Steilanstieg überwunden, so fällt es nicht schwer, auch aus Lias stammende Gerölle, die bis dahin voll- kommen fehlten, zu finden. Bald stellt sich auch Muschel- kalk ein, der schnell das herrschende Gestein in den Geröllen wird, bis er schließlich dicht bei der Waldkapelle fast ganz von Buntsandstein verdrängt wird. Man hat also hier in einem zusammenhängenden Profil die Schichtenfolge, auf die VAN WERVERE im Unterelsaß aus den Lagerungsverhältnissen geschlossen hat. Doch fehlen die mächtigen Mergel, die dort zwischen den Konglomeraten mit Dogger und mit Trias ein- geschaltet sind. Geht man von der Waldkapelle nach Süden, so sieht man in den gemischten Konglomeraten eine nach Süden an- schwellende Schicht rötlicher sandiger Mergel sich einstellen, in denen FLICHE und BLEICHER Cerithium Lamarcki und etwas höher Mytilus Faujasi gefunden haben. Auf den jen- seits eines kleinen Tälchens gelegenen Höhen fand ich eben- falls Mytilus und außerdem Cerithium Galeoti. In etwas tieferen Schichten haben FLICHE und BLEICHER Nucula Grep- pini und Panopaea Heberti getroffen. Man wäre also leicht versucht, die verschiedenen Lagen der Konglomerate nach ihrem Fossilinhalt mit den Schichten des Mainzer Beckens zu vergleichen, d. h. also die unteren (Dogger-)Konglomerate dem Weinheimer Sande, die oberen brackischen Konglomerate mit Triasgehalt etwa dem Cyrenenmergel gleichzustellen. Dieser Schluß ist in der Tat öfters gezogen worden. Insbesondere sind die den brackischen Schichten von Egisheim gleichalteri- gen und sehr ähnlichen, aber viel fossilreicheren Schichten von Rufach dem Cyrenenmergel gleichgestellt worden. Diese Gleichstellung ist nicht berechtigt; denn dicht bei Egisheim, wo sowohl die Konglomerate mit Dogger- wie die mit Trias- geröllen wohl entwickelt sind, liegen noch Konglomerate mit granitischem Material, in denen, trotzdem sie sich durch ihren Granitgehalt als jünger zu erkennen geben, eine Fauna von 36 Arten des Weinheimer Sandes gefunden worden ist. Jüngere Küstenkonglomerate als die von Egisheim sind sowohl auf der linken wie auch auf der rechten Rheinseite unbekannt. Daß sowohl die untersten wie auch die obersten Konglomerate mitteloligocäne marine Versteinerungen führen, bedeutet mithin, daß der Einbruch des Rheintales sich ganz im Mitteloligocän vollzogen hat. Da im Mitteloligocän die on ganzen Schichten vom oberen Dogger bis zum Granit voll- kommen nacheinander freigelegt wurden, läßt sich die Sprung- höhe der mitteloligocänen Verwerfung bei Egisheim aus der Mächtigkeit dieser Schichten auf etwa 1020 m berechnen. Dazu die Mächtigkeit der Konglomerate selbst mit mindestens 80 m macht für die Hauptverwerfung im Oligocän eine Sprunghöhe von 1100m. Damit ist natürlich nicht gesagt, daß nicht das Innere des Grabens bedeutend tiefer gesunken ist. Außer der genaueren Zeitbestimmung des Rheintalgraben- bruches gewährt uns das Studium der Küstenkonglomerate noch die Möglichkeit, die geologische Beschaffenheit des jetzigen Rheintales vor Beginn des ÖOligocäns feststellen zu können. Nach der Zusammensetzung der ältesten Küstenkonglomerate, die, was ich vorwegnehmen will, im eigentlichen Mainzer Becken fehlen, muß man annehmen, daß im Beginn des Mittel- oligocäns im Rheintal von Landau bis Weißenburg — (Frank- weiler bei Landau ist der nördlichste Punkt, an dem für „Unteroligocän“ angesehene Mergel bekannt sind) — vorwaltend Keuper, untergeordnet und meist im Süden Lias angestanden hat. Von Weißenburg bis Gebweiler bildete Dogger die Küste. Doch machte sich auf dieser Strecke die Zaberner Mulde schon damals dadurch bemerkbar, daß in ihrem Kern, wie sich an dem erst kürzlich gefundenen Malm vom Scharrachberg und an den Geröllen vom Bastberg nachweisen läßt, Malm ein- gefaltet war, der weiter südlich wieder fehlt. Erst von Geb- weiler bis tief in den Schweizer Jura und wieder auf der Schwarzwaldseite nördlich bisFreiburg stand Malm, von Freiburg bis Heidelberg Dogger an. Bei Abschluß der Meeressandzeit dagegen finden wir schon fast dieselbe geologische Zusammensetzung, die der Taunus, die Hardt, der Steilabfall von Schwarzwald und Vogesen noch jetzt zeigen. Vor allem war bei Egisheim schon der Granit freigelegt, und auch weiter südlich traten Granit und Eruptiva des Rotliegenden zutage. Nur am krystallinen Odenwald dürfen wir für diese Zeit noch einen Buntsandstein- mantel vermuten. | Auch für die Altersbestimmung des übrigen älteren Tertiärs geben die Küstenkonglomerate nicht unwesentliche Aufschlüsse. Als älteste Schicht des Oligocäns im Sundgau gelten blaue Mergel und Gipsmergel, die den bisher allgemein als Unteroligocän angesehenen Melanienkalk unterteufen. Ebenfalls unter den Melanienkalk zu stellen sind die erst vor wenigen Jahren aufgefundenen Mergel mit Steinsalz und Edelsalzen. Daß diese marinen Ursprungs sind, ist nicht zu bezweifeln. — 200. — Über ihnen folgt, wie gesagt, der Melanienkalk, eine brackische Bildung, über diesem der plattige Steinmergel, der untere Haustein, der Kalk mit Helix cf. rugulosa und der obere Haustein. Gipsmergel und Melanienkalk stellte ANDREAE ins Obereocän. FÖRSTER stellte sie ins Unteroligocän, den plattigen Steinmergel ins Mitteloligocän, den unteren Haustein, den Kalk mit Helix cf. rugulosa und den oberen Haustein ins Oberoligocän. Bei Kleinkems auf der badischen Seite hat FÖRSTER den plattigen Steinmergel, den unteren Haustein, den Kalk mit Helix und den oberen Haustein wiedererkannt. Letzterer besteht hier aus einer 3 m mächtigen Ablagerung von Kalksandstein, weinrotem Mergel und Konglomeraten. Über petrographisch gleichen, d. h. Konglomeraten mit Muschel- kalk, ist bei Hammerstein Fischschiefer gefunden worden. Da. die Fischschiefer Vertreter des mitteloligocänen Septarientones sind, ist demnach die ganze Schichtenfolge nicht jünger als Mitteloligocän. Zum gleichen Schlusse kommt man, wenn man die weinroten Mergel berücksichtigt. Derartige Mergel kommen zwar in verschiedenen Niveaus vor, am konstantesten jedoch an der oberen Grenze der brackischen Ablagerung, so am Letzenberg, bei Egisheim, am Strangenberg bei Rufach und bei Kleinkems. Vielleicht sind auch die roten Mergel, die im Unterelsaß die untere Grenze der Petroleumschichten bilden, als gleichalterig anzusehen, doch ist hier Vorsicht nötig. Die untersten Konglomerate am Letzenberg sind marin, die mittleren brackisch, die oberen wieder marin. Im Sund- gau sind die untersten salzführenden Schichten marin, die Schichten vom Melanienkalk bis zum oberen Haustein brackisch, der Meeressand und Fischschiefer wieder marin. Meeressand und obere Konglomerate haben, wie ihre Fauna beweist, gleiches Alter. Mithin muß man die Salzschichten den unteren, die brackischen Schichten den mittleren Konglomeraten gleichsetzen. Da die unteren Konglomerate, wie ihre Fauna zeigt, bereits. mitteloligocän sind, so ist das ganze ältere Tertiär des Sund- gaues ins Mitteloligocän zu stellen. Ebenso verhält es sich mit den oligocänen Schichten im Unterelsaß. Zwar ist dort. die untere marine Schicht noch nicht bekannt, doch dürften dort die bisher als Unteroligocän angesehenen brackischen Mergel — im Gegensatz zu den höheren Mergeln führen sie keine Foraminiferen — den brackischen Konglomeraten ent- sprechen. Nördlich von Landau sind derartige Bildungen nicht mehr vorhanden. Der Meeressand liegt vielmehr hier überall unmittelbar vortertiären Schichten auf. Bei seinem ersten Vor- stoß drang also das Meer nicht bis in diese Gegend vor. Daß EI — andererseits schon dieRheintalspalten sich bis hierhin erstreckten, beweist das Vorkommen von Geröllen gebleichten Buntsand- steins in den Konglomeraten der Pfalz, wie er sonst sich nur an den Verwerfungsspalten findet. Die Frage, woher das Meer in das Rheintal eindrang, ist vielfach erörtert. Ein Teil der Geologen nahm einen - Einbruch von Norden, ein anderer von Süden an. Erst vor verhältnismäßig kurzer Zeit hat sich VAN WERVEKE für eine unmittelbare vorübergehende Verbindung mit dem Pariser Becken ausgesprochen. Im Norden des Elsässer Tertiärs, also im Mainzer Becken, fehlen alle tertiären Bildungen von höherem Alter als der Meeressand. Im Osten ist Tertiär nur als terrestre Bildung bekannt. Bei Stetten und Lörrach beginnt dieSchichten- folge erst mit dem Meeressand; ebenso im Schweizer Jura, wo die Meeressandkonglomerate konkordant — die Auffaltung des Jura ist also nachmitteloligocän — auf Malm und Eocän auflagern. So bleibt also nur eine Möglichkeit, die des Ein- bruchs von Westen her, übrig. Als genauere Stelle des Ein- bruchs hat VAN WERVEKE die Pfalzburger Mulde bezeichnet. Nach der Aufrichtung der Vogesen sind naturgemäß die tertiären Ablagerungen auf der jetzigen Höhe vollständig erodiert worden, Nur ganz vereinzelt sind Blöcke von tertiären Quarziten zurück- geblieben, so in der Nähe von Sierck in Lothringen. Bei Beckingen an der unteren Saar hat man in derartigen Blöcken marine Versteinerungen mitteloligocänen Alters gefunden, die vielleicht der Zeit der Elsheimer Sande, vielleicht aber auch der des Meeressandes angehören. Nimmt man die marine Überflutung von Westen her an, so ergibt sich, daß das Rhein- tal älter ist als die Vogesen, da im anderen Falle das Gebirge dem Wasser den Weg verlegt hätte. Auch zur Zeit des Sep- tarienmeeres können weder Schwarzwald noch Vogesen be- standen haben, da uns seine Küstenbildungen im Rheintale unbekannt sind. Vielmehr hat damals das Meer eine sehr viel weitere Ausdehnung gehabt als vorher; denn erst zu dieser Zeit trat eine Verbindung sowohl mit dem Südmeere wie mit dem Nordmeere ein, der jedoch bald ein großer Rückzug folgte. Die Reste des Meeres süßten sich im Rheintale und im Mainzer Becken immer mehr aus. Wann dann die Auf- richtung von Vogesen und Schwarzwald stattfand, läßt sich nicht mit Sicherheit sagen, doch dürfte es wohl im oberen Miocän gewesen sein. Die Aufrichtung der Gebirge ging an denselben Spalten vor sich, an denen im Mitteloligocän das Rheintal abgesunken war. Denn überall finden wir die Küsten- konglomerate in unmittelbarer Nähe des jetzigen Gebirgsrandes. — Ed Daß bei der Aufrichtung der Gebirge das Rheintal ebenfalls gehoben wurde, beweist seine jetzige Höhenlage. Daß aber die Hebung der Gebirge stärker war als die des Tales geht daraus hervor, daß die Konglomerate, wo sie mit dem alten Gebirge in Bere treten, stets an einer Verwerfung gegen dieses abschneiden. 28. Beiträge zur Kenntnis der deutsch- ostafrikanischen Tertiärablagerungen. 1. Von Herrn E. ScHoız. (Mit 2 Lichtdrucktafeln.) Berlin, den 20. März 1910. Die Kenntnis vom Vorhandensein unzweifelhaft tertiärer Ablagerungen im deutsch-ostafrikanischen Schutzgebiet verdanken wir in erster Linie W. BORNHARDT, derin den Jahren 1895 —97 die Kolonie bereiste und in seinem Werke: Zur Öberflächen- gestaltung und Geologie Deutsch-Ostafrikas!), die Resultate seiner sorgfältigen Beobachtungen niederlegte. Die paläontolo- gische Bearbeitung der von BORNHARDT aufgesammelten Ter- tiärpetrefakten unternahm W. WOLFF?), der in diesen eine Reihe von Nummulitiden und anderen Fossilien wiedererkannte, welche bereits aus südeuropäischen und besonders indischen sowie analogen Tertiärablagerungen bekannt sind. Durch die Freundlichkeit des Herrn Prof. Dr. J. BÖHM wurde mir eine kleine Folge von Versteinerungen aus Deutsch- Ostafrika zur Bearbeitung überlassen, welche geeignet ist, einen neuen kleinen Beitrag zu unserer Kenntnis des ostafri- kanischen Tertiärs zu liefern. Herrn Prof. BÖHM sowie Herrn Prof. K. UsLig, der die Fossilien sammelte und mich mit mancherlei Angaben über die Lage der Fundstätte usw. unter- stützte, sage ich auch an dieser Stelle meinen ergebensten Dank. Nicht minder bin ich Dank schuldig den Herren Be- zirksgeologen Dr. KLAUTZSCH und Dr. KOERT, welche mir in !) Berlin 1900. 2) W. Wourr: Versteinerungen a Tertiärs. (In W. BORNHARDT, a. 4a. 0: SI liebenswürdigster Weise das BORNHARDTsche Material zugäng- lich machten. Nach BORNHARDT sind die tertiären Schichten auf einen Küstenstreifen von höchstens 25 km Breite beschränkt und reichen an einigen Stellen bis zu Seehöhen von über 200 m hinauf. BORNHARDT nimmt an, daß sie auf einer Abrasions- terrasse zur Ablagerung gekommen und nicht etwa landein- wärts gegen die älteren Gebilde durch Verwerfungen begrenzt sind. Bislang haben sich noch keine Gründe gefunden, die gegen diese Auffassung sprechen könnten. Nach dem bisherigen Stande unserer Kenntnis und den mir jetzt vorliegenden Ver- steinerungen lassen sich bei Lindi folgende faunistisch getrennten Stufen des älteren und jüngeren Tertiärs in Deutsch-Ostafrika nachweisen: Mittel-Eocän. Mergelige Tone mit Kalkzwischenlagen. Die Kalke sind gewöhnlich dicht, hellgelblich und enthalten zahlreiche große Nummuliten. Doch gehören hierher jedenfalls auch karminrote, etwas löcherige Kalke, von welchen in den Aufsammlungen des Herrn K. UHLIG einige Handstücke aus dem Hügelland nordwestlich Lindi vorhanden sind. Nummuliten wurden darin nicht beobachtet, wohl aber Alveolina cf. oblonga SCHWAG. und kleine, unbestimmbare Orbitoiden, jedenfalls Orthophragminen. Die von W. WoLFF (a. a. O.) bearbeitete Fauna setzt sich zusammen aus: Numnnulites Ramondi DEFR. - cf. laevigatus Lam. - perforatus MONTE. - obesus D’ARCH. - Lucasanus DEFR. Asstlina granulosa D’ARCH. - spira DE ROISSY Alveolina oblonga SCHWAGER Operculina africana WOLFF Operculina sp. Orbitoides sp. Von diesen Formen sind Nummulites obesus, Raınondt, perforatus, Lucasanus, Assilina spira, granulosa und Alveo- lina oblonga durch R. B. NEwToNn!), P. LEMOINE?) u. a. A. ) R.B. Newrox: On a collection of foss. from Madagascar. Quart. Journ. 51, 189. 2) P. LemoIne: Etudes geolog. dans le Nord de Madagascar. Paris 1906. vom nördlichen Madagaskar bekannt geworden und werden von letzterem dem Mitteleocän zugeschrieben. In Britisch- Indien gelten Asstilina granulosa, spira, Nummulites laevi- gatus, perforatus, obesus nach VREDENBURG!) als charakte- ristisch für verschiedene Stufen der insgesamt dem Lutetien entsprechenden Laki- und Kirthar-Gruppe.e Und in den meisten europäischen Ablagerungen sind die vorbenannten Arten ebenfalls auf mitteleocäne Schichten beschränkt. Nur in Ägypten scheint nach DE LA HARPE?) die vertikale Verbrei- tung eine abweichende zu sein. Da sich aber Ostafrika stets faunistisch und stratigraphisch eng an Indien anschließt, kann man wohl mit WOLFF die von ihm bestimmte Fauna als eine mitteleocäne ansehen. ? Oligoeän. — Schichten mit Nummulites inter- medius D’ARCH. und Nummulites Fichteli MıcH. An- scheinend mürbe, dunkelgraue Sandsteine mit kalkigem Binde- mittel. Nummulites intermedius- Fichteli allein kann über die genauere stratigraphische Stellung dieser Schichten noch keinen sicheren Anhaltspunkt geben, da diese Art nach den ver- schiedenen Autoren vom ÖObereocän bis zum Oberoligocän be- kannt ist. Außer den genannten Nummuliten liegen aus den Schichten noch vor: Nummulites sp. nov.? Pattalophyllia ceyclolitoides MICH. Arca antiquata Linn. Magilus cf. grandis TORNQU. Natica sp. Cerithium sp. Cassis cf. Herklotst MARTIN. Von diesen Formen wird Pattalophyllia cyelolitoides von OPPENHEIM aus den Priabona-Schichten?) angeführt, ist aber auch aus dem Eocän von Agypten bekannt; Magilus grandis‘) !) E. W. VREDENBURG: N. Douvillei, an undescribed spec. from Kachh with remarks on the zonal distribution of Indian Nummulites. (Rec. of Geol. Survey of India 34, 1901.) 5 ?) DE LA HARPE: Monographie der in Ägypten und der liby- a vorkommenden Nummuliten. (Palaeontographica XXX, ®) P. OPpENHEIM: Die Priabona-Schichten und ihre Fauna. (Palaeontographica, Bd. 47.) *) A. TORNQUIST: Uber eine eocäne Fauna der Westküste von Madagaskar. (Abhandl. d. Senckenbergischen Naturf. Gesellsch. XXVL, Frankfurt 1905.) aus dem Eocän von Madagaskar. Arca antiquata‘!) und Cassis Herklotsi') kommen im jüngeren Miocän von Java vor. Es kann also, bis weitere Untersuchungen Klarheit schaffen, die Parallelisierung mit anderen Ablagerungen nicht mit einiger Sicherheit unternommen werden. — Als Fundort der Versteinerungen ist een Plantage Kitunda, 30 m Meereshöhe. Untermiocän. — Gelbliche bis rötliche Trümmergesteine mit zahlreichen, bis erbsengroßen Quarzkörnern in kalkigem Bindemittel, stellenweise ganz erfüllt von Lepidocyclinen-Schalen, scheinbar konkordant über den älteren Schichten. Die bis jetzt bekannte Fauna setzt sich zusammen aus: = n.docyelina cf. dilatata MICHELOTTI ‚Formosa SCHLUMBERGER Eeloltes aff. Ranikoti Duxc.?) Echinolampas discoideus D’ARCH. Clypeaster cf. complanatus Dunc. u. KADEN Plesianthus cf. testudinarius GRAY - Böhmi n. sp. Schizaster Uhligi n. sp. Pecten pleuronectes L. Östrea sp. Tridacna sp. Natica sp., Conus sp., Uypraea sp. Lepidocyclina formosa wird von SCHLUMBERGER’) aus dem Miocän von Borneo zusammen mit Üycloclypeus communis MARTIN angeführt, von H. DOUVILLE?) aus unterem oder mittlerem Aquitanien von Celebes, ebenso von Java; R. DOU- VILLE?) nennt sie zusammen mit Lepidocyclina Raulini L. u. D. als charakteristisch für unteres Aquitanien auf Mada- gaskar. Da nach P. LEMOINE, R. und H. DOUVILLE, SCHLUM- BERGER, VREDENBURG, K. MARTIN u. a. A. die vertikale Ver- breitung der Lepidocyclinen nur gering ist, und ihr strati- graphischer Wert anerkannt wird°), dürften die Lepidocyclinen- 1) K. Martin: Die Tertiärschichten auf Java. Leiden 1879—80. 2) W. WEISSERMEL: Mesozoische und känozoische Korallen aus Deutsch-Ostafrika. (BORNHARDT: a. a. O.) 3) C. SCHLUMBERGER: Note sur une Lepidocyclina nouvelle de Berneo. (Sammlungen d. geol. Reichsmus. Leiden, Bd.VI, Leiden 1902.) *) H. DouviLLı#: Les Foraminiferes dans le tertiaire de Borneo. (Bull. soc. geol. de France, 4. serie, Bd. V, 1905.) 5) R. DoWILLE: Sur des Foraminiferes olig. et mioc. de Mada- gascar. (Bull. soc. geol. de France, 4. serie, Bd. VIII, 1908.) 6) Vgl. DE LAPPARENT: Traite de geologie III, v. Auflage 1906. Schichten von Lindi ein dem unteren bis mittleren Aquitanien entsprechendes untermiocänes Alter besitzen. Was die übrigens nur zu einem geringen Teil marinen!) „Mikindani-Schichten“ und „jungen Deckschichten“ _BORN- HARDTS (a. a. O.) anbelangt, die nach diesem in weiter Aus- dehnung diskordant über den älteren Ablagerungen sich finden, so hat KOERT?) wenigstens für Tanga nachgewiesen, daß beide gleichaltrig und durch das Auftreten von Pecten Vasseli Fuchs als pleistocäne Bildungen charakterisiert sind. Wieweit diese Altersbestimmung auf die marinen Mikindani- und jungen Deckschichten außerhalb der Umgebung von Tanga Anwendung finden kann, müssen spätere Untersuchungen ergeben. Paläontologischer Teil. 1. Lepidocyclina ‚formosa SCHLUMBERGER (Texttafel zu S. 372, Fig. 3—5). Unter dem Namen Z. jormosa beschreibt SCHLUMBERGER’) aus miocänem Kalke von Borneo eine Form mit scheinbar sternförmiger Schale. H. DoUVILLE*) berichtigt diese An- nahme SCHLUMBERGERsS — der die von ihm beschriebene Form nicht aus festem Kalke isolieren konnte und nur aus dem Er- gebnis von Schliffen auf die sternförmige Gestalt der Schale geschlossen hatte — und stellt fest, daß die Schale kreisförmig ist mit einer Neigung zu sattelartiger Verbiegung. Wohl weitaus die meisten Lepidocyclinen, die geradezu gesteinsbildend in den mir von Deutsch-ÖOstafrika von Lindi vorliegenden Handstücken auftreten, scheinen dieser Art an- zugehören. W. WOLFF°) bestimmte s. Z., vor Erscheinen der wertvollen Arbeiten von LEMOINE und DOUVILLE, die in dem reichen BORNHARDTschen Material vorhandenen Formen als L. Verbeeki NEWT. In ihrer 1904 erschienenen Monographie nehmen LEMOINE und DOUVILLE®) sie für ihre L. Raulini in ) Vgl.W. Wourr: Fauna aus einer Tiefbohrung usw. (Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. 1900.) ii ?) W. KoErt: Pecten Vasseli FucHs b. Tanga usw. Diese Zeit- schrift, Bd. 60, 1908. 3) C. SCHLUMBERGER: Note sur une Lepidocyclina nouvelle de Borneo. (Samml. des geol. Reichsmus. Leiden. Bd. VI, 1899—1902.) *) H. DouviztE: Les foraminiferes dans le tertiaire de Borneo. (Bull. soc. geol. de Franck, 4. serie, Bd. IV, 1905.) | °) W. WoLrF: Versteinerungen des Tertiärs. (BORNHARDT: a. a. O.) ...% P. LemomsE et. H. DouviuL£: Sur le genre Lepidocyclina GÜMBEL. (Mem. soc. g6ol. de France, Nr. 32, 1904 ) | BL Anspruch. Durch die Einschränkung der L. Raulini auf Formen mit großen, dicken Pfeilern im zentralen Teil und ihre dadurch bedingte Zugehörigkeit zur Gruppe der /.. marginata MicH., welche H. DouviLLE 1908°) ausspricht, wird die mir vorliegende Lepidocyclina jedoch von L. Raulini getrennt, und ich glaube sie mit der L. formosa vereinigen zu dürfen. Lepidocyclina formosa ist rund, scheibenförmig, der zentrale Teil meist gleichmäßig auf beiden Seiten gewölbt, so daß Stücke, bei denen die randliche Partie abgerollt oder ab- gebrochen ist, etwa das Aussehen einer Erbse oder eines Kirschkernes haben. NH. DouviLLE') nennt diese Form „mamillee“ und hebt sie gegenüber der „forme lenticulaire“ der L. delatata MICH. hervor, mit welcher unsere Art starke Ähnlichkeit hat. Die Größe der Schalen schwankt zwischen 10 und 30 mm. Bei vielen Exemplaren beobachtet man sattel- förmige Verbiegungen. Ein gut aus dem Gestein isoliertes Stück von der Pflanzung Kitunda mit 22 mm Durchmesser zeigt durch eine regelmäßige Aufwölbung zweier gegenüber- liegender Randpartien fast das Aussehen eines Jesuitenhutes (siehe Texttaf. Fig. 3 u. 4). Die Oberfläche ist bei gut erhaltenen Schalen fast glatt; eine eigentliche Granulation ist nicht vor- handen. Bei angewitterten: Schalen heben sich häufig die Lateralkammern und am äußersten Rande auch wohl die Median- kammern ab. Man kann bei den mir vorliegenden Lepido- cyclinen zwei verschiedene Erhaltungszustände beobachten. Bei dem einen sind die Kammerwände erhalten und stehen wabenartig auf der Oberfläche hervor, bei dem anderen, und dann gerade besonders häufig auf dem zentralen, gewölbten Teil, sind die Kammerwände oberflächlich durch Verwitterung entfernt, und die Ausfüllungsmaße der Kammern ist als rundliche oder polygonale Säulchen stehen geblieben, wodurch bei flüchtiger Betrachtung leicht der Eindruck von zahlreichen Pfeilerchen hervorgerufen wird. Lepidocyelina formosa ist dimorph. Soweit sich durch Schliffe feststellen ließ, gehören zu der megasphärischen Generation Schalen von 10—20 mm Durchmesser, während die mikrosphärischen einen solchen von 20— 30 mm erreichen. Die megasphärischen Embryonalkammern gehören zum type embrassant, d. h. eine kleinere, dünnschalige Anfangskammer, vollständig umgeben von einer größeren, dickschaligeren zweiten ı) H. Douvicue: Sur des lepidocyelines d’un calcaire de l’ile Grand-Kei. (Jaarboek van het Mijnwezen in Neederlandsch Oost-Indie, 37. Jahrg., 1908.) NEE — Kammer. Im Schliff ergibt sich etwa das Bild auf Texttafel Fig. 5. Die Mediankammern sind im Horizontalschliff in der Nähe des Zentrums etwa halbkreisförmig und werden nach dem Rande zu umgekehrt U-förmig (spatuliforme) oder regelmäßig sechseckig. Im Vertikalschliff sind sie etwa viertelmond- förmig. Die Lateralkammern sind unregelmäßig geformt und zeigen im Tangentialschliff ziemlich kräftige Wände. Pfeilerchen sind zwar zahlreich, aber schwach entwickelt und treten vor allem nicht so stark auf der Oberfläche hervor wie bei L. Raulini, welche sich im übrigen nur durch die stark entwickelten Pfeiler des zentralen Teils von /. formosa unterscheidet. Ein großer Teil der Pfeilerchen erreicht bei L. formosa überhaupt nicht die Oberfläche der Schale. 2. Lepidocyeclina cf. dilatata MICHELOTTI). Von dieser Form liegen nur 2 ziemlich schlecht erhaltene Schalen von 40—45 mm Durchmesser vor. Dünnschliffe konnte ich infolgedessen nicht herstellen. Die Oberfläche erscheint bei beiden fast ganz glatt, die zentrale Partie ist nur schwach verdickt. Nach der Fundortsbezeichnung — 40 m Meereshöhe — könnten die Stücke einem etwas älteren Niveau angehören. Nummulites intermedius D’ARCH (Texttafel Fig. 1 u. 2). Etwa 50 Nummuliten mit der Fundortsbezeichnung „Plantage Kitunde, 30 m Meereshöhe“ glaube ich trotz geringer Abweichungen von dem Typus nicht von N. intermedius trennen zu dürfen. Durchmesser der größten Exemplare: 20 mm bei 35 mm Dicke - - mitttleren - 1 ar - - - - kleinen - 12,5 - - 25-3 - - Umgänge: 14—25 auf einen Radius von 5 mm. Scheidewände: 4—5 in !/; des 3. Umganges - ee - : Bo 5 Die Schale schwankt in der Größe zwischen 12 und 20 mm, ist Z stark wellig verbogen, flachscheiben- bis linsenförmig !) Lit. s. P. Lrmoine et H. DouviLue: Sur le genre Lepidocyelina GÜNMBEL. G NT on oder auch nur der zentrale Teil beiderseits etwas gewölbt. Der Schalenrand ist meist etwas zugeschärft. Die Oberfläche der Schalen ist bei gut erhaltenen Exemplaren glatt; bei an- gewitterten oder schwach angeätzten sieht man die netzförmigen „Septalverlängerungen“, ohne jegliche Spur von Granulation. Die Maschen dieser netzartigen „Septalverlängerungen“ sind gedrungen polygonal oder auch unregelmäßig. Das Gewinde ist locker, mit selten wenig über 20 Um- gängen. Der Schritt nimmt bis zum 4., 5. oder 6. Umgang allmählich zu, bleibt bis in die Nähe des Randes ziemlich gleichmäßig breit und verengert sich erst etwa in den letzten 3 Umgängen. Die Dicke des Spiralblattes wächst bis zum 7.—8. Umgang und ist dann bis zum Rande keinen merkbaren Veränderungen unterworfen. Die Septa sind kräftig, in einem Winkel von ca. 70— 80° gegen die vorhergehende Spira geneigt. Meist sind sie gerade, oft aber auch von der Mitte an oder häufiger in der Nähe des folgenden Umganges stark rückwärts geschwungen. Nicht selten beobachtet man, daß das dem vorhergehenden Umgang genäherte Ende der Septen etwa keulenförmig verdickt ist. Dieselben Verdickungen habe ich bei dem europäischen N. inter- medius ebenfalls beobachtet, habe aber in der Literatur keinerlei Hinweise auf deren Deutung gefunden. Aus den Abbildungen bei D’ARCHIAC scheint hervorzugehen, daß er solche Ver- diekungen durch eine Trennung der beiden Blätter der Septen entstanden denkt. Trotz guter Erhaltung der untersuchten Exemplare von N. intermedius habe ich aber nie eine solche Trennung an der Basis der Septen beobachten können. Viel- leicht habe ich bei einer späteren Arbeit Gelegenheit, einmal darauf zurückzukommen. Die Zahl der Septen in den aufeinander folgenden Um- gängen ist nahezu konstant oder wächst doch nur sehr gering- fügig. Der abgebildete Medianschliff (Texttafel Fig. 1) zeigt übrigens deutlich die Variabilität des Charakters der Spira, indem dort an mehreren Stellen des Gewindes die Septen eng aneinander stehen, während sie sonst den gewöhnlich beob- achteten Zwischenraum haben. Die Kammern sind bis zum 4. Umgang sewöhnlich höher als breit, vom 5. ab werden sie breiter als hoch, und zwar in dem Maße, daß sie 2—2!/,mal so breit wie hoch werden in den mittleren und äußeren Umgängen. Ihre Gestalt im Medianschnitt schwankt je nach der Beschaffenheit der Septen. Im Querschnitt bieten die Spiralkammern das Bild eines gleich- schenkligen Dreiecks mit gerundeten Ecken dar. == 2). — Von den von D’ARCHIAC und HAIME!) und DE LA HARPE?) gegebenen‘ Beschreibungen und Abbildungen weicht der ost- afrikanische N. intermedius, abgesehen von seiner bedeutenderen Größe, etwas durch die Charaktere der Spira ab, welche aber, wie gesagt, sehr variabel sein können. Durch die Liebenswürdigkeit des Herrn Prof. Dr. OppEn- HEIM, der mir Material aus seiner Sammlung zur Verfügung stellte, war es mir möglich, Vergleiche mit Formen von ver- schiedenen europäischen Fundpunkten anzustellen. N. nter- medius von Gaas zeigte ähnliche Verhältnisse der Spira, nur ist hier die Abnahme der Kammerhöhe in den letzten 4 Um- gängen beträchtlicher. AÄußerlich ähnelt die ostafrikanische Form der aus den Priabona-Schichten von S. Bovo, nur er- reicht erstere bedeutendere Dimensionen. Nummulites Fichteli MICH. Die megasphärische Generation von N. intermedius ist. durch kleine, flachlinsenförmige Nummuliten von etwa 3 bis. 4,5 mm Durchmesser bei 1,2 bis 1,5 mm Dicke in einigen wenigen Exemplaren vertreten, die sich durch die unter der Lupe deutlichen netzförmigen Septalverlängerungen und das Fehlen einer Granulation schon hinreichend als zur Gruppe des N. intermedius gehörig erweisen. Beim Anschleifen ist der von DE LA HARrPE (a. a. O., S. 212) erwähnte „weiße, vor- springende, dem Spiralblatt folgende Strich“, die „lame trans- verse“ bei BOUSSAC®), deutlich zu beobachten. Die Embryonalkammer ist im Horizontalschliff fast kreis- förmig, ziemlich groß und schon mit bloßem Auge zu erkennen. Nunmmulites sp. nov.? Durchmesser = 11 mm Dicke —_ 2620 Zahl der Windungen bei 3 mm Radius —= 12 En - - 5,5 - a 128 - - Septen in !/, des ö. Umganges = 5 = z Ba a L 3 — 1 ee Een) - = !) D’ARCHIAC et J. Harme: Description des animaux fossils du groupe nummulitique de /’Inde. ® 2) Pr. pm LA HArPE: Monographie der in Ägypten und der Liby- schen Wüste vorkommenden Nummuliten. (Palaeontographica XXX, 1. Cassel 1883.) 3) Juan Boussac: Developpement et morphologie de quelques Foraminiferes de Priabona. (Bull. soc. geol. de France, 4. serie, Bd. VI, 1906.) Euer DZ BE" Diese durch ihre ungewöhnliche Gestalt auffallende Art liegt mir leider nur in einem einzigen Exemplare vor, so daß eine genaue Untersuchung nicht erfolgen konnte. Ich muß mich daher auf die Wiedergabe dessen beschränken, was ich aus einem einzelnen medianen Längsschnitt ermitteln konnte. Die Schale ist im Querschnitt vollkommen oval, die Ober- fläche glatt, an abgeblätterten Stellen treten die netzförmigen ‚Septalverlängerungen zutage. Eine Granulation auf oder zwischen diesen ist nicht zu erkennen. Die Charaktere der Spira er- innern an N. Brongniarti D’ARCH. oder Sub- Brongniarti VERBEEK, von welcher sich unsere Art aber durch das Fehlen oder mindestens starke Zurücktreten einer Granulation unter- scheidet. Die Anfangskammer ist mikrosphärisch. Bei den ersten 10 Umgängen ist die Stärke des Spiralblattes etwa um die Hälfte geringer als der Schritt. Vom 12. Umgang ab legt sich die Spirallamelle so dicht auf die jeweilig vorhergehende auf, daß der Schritt auf ?/, bis ai der Dicke der Lamelle reduziert wird. In den letzten 5 Umgängen etwa wird die Spirallamelle erheblich dünner und das Verhältnis zwischen deren Dicke und dem Schritt wie 1:1. Die Kammern sind vom 4. Umgang ab breiter als hoch, im 8. und 9. Umgang etwa 2!/,mal so breit als hoch. Echinolampas discoideus D’ARCH. Die aus den Lepidocyclinen-Schichten von Lindi vor- liegenden Echinolampas-Arten stimmen zu den Beschreibungen und Abbildungen bei D’ARCHIAC und HaAIME!) sowie DUNCAN und SLADEN?) ganz gut, und ich glaube wohl, daß die ost- afrikanische mit der indischen Form ident ist. DUNCAN und SLADEN führen diese Art aus den Nari series (Stampien und Aquitanien), D’ARCHIAC von der Chaine d’Hala aus der 1. Region an. Plesianthus Böhmi n. sp. (Texttafel zu S. 377, Fig. 4 u. 5.) Länge: Breite : Höhe — 1002791,3.223.1 Durchschnittliche Länge — 10,5 em Der Umriß der Schale ist pentagonal gerundet, die größte Breite dicht vor dem Scheitel. Die nicht vertieften Petalodien I) D’ArcHIAC et J. HAImE: Description des animaux fossiles du groupe nummulitique de l’Inde. Paris 1853. 2) Duncan and SLADEN: The fossil Echinoidea of western Sind. Palaeontologia Indica. Calcutta 1882—86. 25 liegen auf einer flach kegelförmigen Erhöhung. Die Unterseite der Schale ist konkav, das zentrale Peristom vertieft. Das Periproct ist klein, rundlich, auf der Unterseite nahe am Hinter- rande.. Vom Munde aus verlaufen 5 undeutliche, schmale, flache Furchen nach den Ecken der polygonalen Schale. Die Petalodien sind unten weit offen, die Zwischenporenfelder doppelt so breit wie die Porenfelder, erstere etwa flaschen- förmig gestaltet. Die beiden hinteren Ambulacralfelder sind, die größten und bauchigsten. Von den beiden Porenreihen der Ambulacren sind die inneren rundlich, die äußeren schlitzartig. Das Scheitelschild ist groß, 5eckig, mit 5 Ocellaröffnungen; die 5 deutlichen Genitalporen liegen außerhalb des Scheitel- schildes dicht an den Ecken desselben. Von dem rezenten Pl. testudinarius GRAY unterscheidet sich Pl. Böhme a) durch abweichende Gestalt, relativ wie absolut geringere Höhe; b) andere Form der Petalodien; c) bedeutendere Größe und abweichende Ausbildung des Scheitelschildes. | Bei Pl. testudinarius GRAY sind die Radialtäfelchen und die Poren darauf winzig klein, die Madreporenplatte hat das Aussehen eines regelmäßigen Fünfeckes, während bei Pl. Böhmi durch die (relativ) großen Radialia bei der Madreporenplatte die Gestalt eines dstrahligen Sternes hervorgerufen wird. Schizaster Uhligi n. sp. (Texttafel zu S.377u.378, Fig. 1—3.) Größte Länge: 5,5 cm - Breite: 5,2 - - Höhe: 2,9 - Von oben gesehen, ist der Umriß der Schale etwa blatt- förmig, an der Stelle der größten Breite, welche wenig vor der Mitte liegt, etwas geknickt. Der Scheitel liegt dicht hinter der Mitte. Das vordere, unpaare Ambulacrum ist in eine tiefe Furche eingesenkt, welche von fast parallelen, steilen, etwas ausgehöhlten Rändern begrenzt wird. Am vorderen Rande wird die Furche flacher und setzt sich auf der Unterseite nur als seichte, sich verschmälernde Einsenkung zum Munde fort. Die Sohle der Furche ist unregelmäßig granuliert, die einzelnen Porenpaare durch leistenartige Erhebungen getrennt. Die vorderen, paarigen Ambulacren liegen ebenfalls vertieft, doch weniger als das unpaare. Sie sind leicht geschwungen, mäßig lang, ihre größte Breite in der Nähe des vorderen Endes. Ihre Divergenz von der Symmetrieebene der Schale ist ver- Tan NN hältnismäßig gering. Die hinteren Ambulacra sind nicht ganz halb so lang als die vorderen und ebenfalls leicht geschwungen. Zwischen ihnen erhebt sich kiel- oder schnabelförmig das hintere Interambulacralfeld, über den eigentlichen Schalenrand noch etwas vorspringend, so daß die Afteröffnung von ihm überdacht wird. Der lippige Mund liegt etwa auf ””/,o der ganzen Länge dem Vorderrande genähert. Er ist halbmond- förmig, die Unterlippe etwas vorgezogen. Die Peripetalfasciole verläuft ziemlich dicht an den Rändern der Ambulacralfurchen, bildet beim Herumgehen um die vorderen, paarigen Ambulacren einen Winkel von etwa 90° und verläuft auf die Mitte des vorderen, unpaaren Ambulacrums zu. Die Latero-Subanal-Fasciole trennt sich von der Peripetal-Fasciole etwa in Höhe der Mitte der vorderen, paarigen Ambulacren, verläuft gerade nach hinten, das Periproct in einen spitzen Winkel einschließend. Schizaster Uhligi ähnelt etwas dem Sch. howa TORNQU.'), von welchem er sich aber durch das schnabelartig über den Rand vorspringende hintere Interambulacralfeld und den ab- weichenden Verlauf der Fasciolen unterscheidet. Das Scheitel- schild habe ich nicht beobachten können. 29. Vorläufige Mitteilungen über die Bearbeitung der CGephälopoden der SCHWEINFURTHschen Sammlung und über die Entwicklung des Turons in Ägypten. (Obere Kreide Ägyptens.) Von Herrn O. Eck. Berlin, den 13. April 1910. Das von SCHWEINFURTH in den Jahren 1876 — 1888 an verschiedenen Punkten Ägyptens gesammelte Material wurde , zum größten Teil dem paläontologischen Institut der Universität Berlin zur Bearbeitung überwiesen, während ein anderer Teil nach Stuttgart und München gelangte. 1) A. Tornquıst: Über eine eocäne Fauna der Westküste von Madagaskar. Abh. d. Senckenberg. Nat. Ges. XXVII, 1905. 25* — al) — Die Bearbeitung des in Berlin befindlichen Materials, die bisher durch eine Reihe von Umständen verzögert wurde, wurde mir im Sommer 1908 von Herrn Geheimrat BRANCA übertragen. Da die endgültige Drucklegung der ganzen Arbeit sich noch eine Weile hinziehen wird, möchte ich eine vor- läufige Mitteilung über die Ergebnisse machen. Ich weise darauf hin, daß die Fülle des interessanten Materials bereits zwei andere Veröffentlichungen erforderte. Die erste von ihnen wurde von mir in Gemeinschaft mit Herrn VON STAFF herausgegeben und. behandelte das Thema: Über die Notwendigkeit einer Revision des Genus Neolobites. (Berlin 1908, Zeitschrift der Gesellschaft der naturforschenden Freunde, Berlin.) Die zweite Veröffentlichung erschien unter dem Titel: Bemerkungen über drei neue Ammoniten aus der oberen ägyptischen Kreide (Koll. SCHWEINFURTH.) (OTTO Eck. Berlin 1909, Sitzungsberichte der Gesellschaft der natur- forschenden Freunde, Nr. 3.) A. Paläontologischer Teil. I. Allgemeine paläontologische Ergebnisse. Fossil-Liste. In der Sammlung SCHWEINFURTH konnten bestimmt werden: Pseudotissotia segnis SOLGER und var. dıs- coidalis PERVINQUIERE (beide sehr zahlreich). Genus Neolobites FISCHER em. PERON (zahlreich). a) Neolobites Fourtaui FOURTAU. b) - Fourtawi PERVINQUIERE. c) - Peroni HYATT. d) - Schweinfurthi ECK n. sp. e) - Brancai ECK n. sp. Genus Hoplitoides? v. KOENEN (selten). a) Hoplitoides ingens? v. KOENEN. - cfr. mirabilis? PERVINQUIERE. Genus Acanthoceras Neumayr (einzelne In- dividuen). a) Acanthoceras cfr. Footeanum STOL. b) - cfr. Mantelli Sow. c) - cfr. meridionale var. afrıicana PERVINQUIERE. el Genus Pachydiscus ZITTEL (ein Individuum). Pachydiscus cfr. Menu FORBES. Genus Tissotia DOUVILLE (zahlreich). Tissotia efr. Fourneli BAaXLE. Hemitissotia Morreni Cog.? Tissotia cfr. Tissoti BAYLE? = Schweinfurthi ECK n. sp. - securiformis ECK n. sp. Genus Fagesia PERVINQUIERE (selten). Fagesia bomba ECK n. sp. - cfr. thevestensis PERON. indet. Genus Vascoceras CHOFFAT (ziemlich häufig). Vascoceras cfr. amieirensis CHOFFAT. - Kossmati CHOFFAT. = sp. indet. Nautilus Mermeti Coa. (ziemlich selten). = Munieri CHOFFAT. Amm. sp. indet.; wahrscheinlich: Acanthoceras sp. Tissotia sp. Hemitissotia sp. Die ägyptische Fauna zeichnet sich durch einen verhält- nismäßigen Reichtum an Individuen bei Armut an Species aus. Die größte Ähnlichkeit zeigt sie mit der Fauna Tunesiens und Portugals; jedoch kommen auch Anklänge an die Cepha- lopodenfauna Indiens und Algeriens vor. Die Grenze zwischen Obercenoman und Unterturon ist nicht ganz scharf, indem sich einige Cephalopoden vereinzelt in einem höheren oder tieferen Horizont finden, so daß man in gewissem Sinne von einer Faunenvermischung sprechen kann. Auf letztere weist auch BLANCKENHORN hin!). Dennoch halten sich im großen und ganzen die charakteristischen Ammoniten in ihren zugehörigen Niveaus und dokumentieren ihre Zugehörigkeit zu ihnen allein schon durch ihr dann sehr häufiges Vorkommen, während eine Wanderung in einen höheren. oder tieferen Horizont nur vereinzelt erfolgt. s !) BLANCKENHORN: Geologie Egyptens. Diese Zeitschrift 53, 1901, 30 u 9BO II. Spezielle paläontologische Ergebnisse, Genus Neolobites FISCHER. A. Die von FourTAuU 1904 als Neolobites Peroni FOURTAU und 1907 von PERVINQUIERE als Neolobites Fourtaui PERVINQUIERE beschriebenen Species müssen, obwohl nahe verwandt, dennoch als verschieden getrennt werden. B. Untersuchungen an Jugendwindungen haben eine Be- stätigung der von PERVINQUIERE geäußerten Vermutung ergeben, nach welcher keine nennenswerten Entwicklungen der einzelnen Elemente, besonders des Externsattels, vorliegen. Ebensowenig ist irgendeine Entwicklung des ganzen Genus zu beob- achten. Vermehrung und Verminderung von Auxiliarelementen erfolgt individuell und regellos. Genus Vascoceras CHOFFAT. Die Vascoceratiden Ägyptens zeigen die größte Ähnlichkeit mit denjenigen Portugals, weniger mit solchen aus Tunis. Direkt identisch mit portugiesischen Formen sind: Vascoceras Kosmati CHOFFAT. - Durandi THOMAS et PERON. - barcoicensis CHOFFAT. h Genus Hoplitoides V. KOENEN. Von Interesse ist das wahrscheinliche Vorkommen von Hoplitoides, einem Genus, das bisher hauptsächlich aus Kamerun und Tunis bekannt war. Die mir vorliegenden und als Hopli- toiden angesprochenen Ammoniten sind leider nicht besonders gut erhalten. Sie weisen überwiegende Ähnlichkeit mit Ho- plitoides auf; in der Lobenlinie erinnern sie zuweilen an Hemitissotia. Vielleicht handelt es sich um eine Zwischen- form. Genus Fagesia PERVINQUIERE. Fagesia zeigt die größte Ähnlichkeit mit Vascoceras. Die Lobenlinie bleibt aber bei Vascoceras zeitlebens einfach, während sie bei Fugesia einen hohen Grad von Kompliziert- heit erreicht. Das Vorkommen von Fagesia in Ägypten war bisher noch nicht bekannt. Ihr dortiges Auftreten bildet das Mittelglied in einer langen Reihe von Funden. Fagesia ea wurde gefunden in: Portugal (CHOFFAT), Algier (PERON), Tunis (PERVINQUIERE), Ägypten (SCHWEINFURTH), Indien (STOLICZKA, KOSSMAT) und Japan (YABE). Pseudotissotia segnis SOLGER. Es gelang mir zum erstenmal, die Anfangskammer her- auszupräparieren und abzubilden. Die Anfangssutur ist ziemlich angustisellat. Es scheint mit größter Wahrscheinlichkeit eine . individuelle Verschiedenheit im embryonalen Stadium zu geben, wie Zeichnungen von verschiedenen Anfangskammern ergaben; und zwar äußerte sie sich in der mehr oder minder großen Asymmetrie der beiden Suturhälften. Eine deutliche Berippung konnte schon bei 3 mm Win- dungsradius festgestellt werden. (cf. SOLGER). Formen mit Knoten am Rande und solche mit einem drei- fachen umlaufenden Kiel sind identisch, da die beiden Seiten- kiele durch Verwachsung der Knoten entstehen. Die von FourTAU!) 1904 als Schlönbachia (Quaasi beschriebene Species muß gestrichen werden, da sie unzweifel- haft die Jugendform der Pseudotissotia segnis SOLGER dar- stellt. Aus dem mir vorliegenden Material gelang es mir, eine Reihe von immer größer werdenden Individuen zusammen- zustellen, die in allmählicher Entwicklung unzweideutige Merk- male der Pseudotissotia segnis SOLGER aufweisen, während die kleinsten, etwa 10 mm großen Individuen fast identisch mit den von FOURTAU gegebenen Abbildungen sind’). Nautilus Mermeti COQUAND und Nautilus Muniveri CHOFFAT sind entweder identisch oder höchstens Varietäten. Ebenso ist der Nuutelus Fittoni SHARPE viel enger mit Nau- tilus Mermeti CogQ. verwandt, als bisher angenommen. Tissotia Tissoti BAYLE. Die von DAQUEE und BLANCKENHORN geäußerte Ansicht, daß bei Abu Roasch diese Formen vorkommen, muß, entgegen der Meinung FOURTAUs (und PERVINQUIEREs) gestützt werden, da es gelang, die typischen 3 Kiele herauszupräparieren. 1) Fourrau: Ktude de la faune eretacique d’Egypte. S. 255. 2) FOURTAU:.a. a. O. B. Stratigraphischer Teil. BLANCKENHORN sprach seinerzeit die Ansicht aus, daß Turon in Agypten gar nicht oder nur schwach entwickelt sei, ja geradezu im Cenoman aufgehe!). Vorkommen des Turons im östlichen Ägypten. Unzweifelhaft ist Unterturon in der östlichen Wüste entwickelt, und BLANCKENHORNS Frage nach seinem. dortigen Vorkommen?) muß bejaht werden. Über dem in Ägypten hauptsächlich durch zahlreiche Neolobiten, ferner Nautilus Mermeti, Nautilus Munieri charakterisierten Cenoman folgt z. B. bei Wadi Mor, bei Wadi Abu Rimf, Wadi Haua- schieh eine eigentümliche, wohl charakterisierte Ammoniten- facıes, die unbedingt das Unterturon kennzeichnet. SCHWEIN- FURTH bezeichnet sie in seinen Profilen als Macrodiscus- Schichten. Sıe enthalten ziemlich übereinstimmend nach meinen Be- stimmungen: Pseudotissotia segnis SOLGER. Vascoceras Sp. Vascoceras Kosmati CHOFFAT. Vascoceras Durandı THOMAS et PERON. Vascoceras barcoicensis CHAFFOT. Fagesia bomba ECK. Fagesia cfr. thevestensis PERON. Fagesia indet. Acanthoceras cfr. footeanum STOL. Charakteristisch für diese Schichten ist SCHWEIN- FURTHs Ammonites Macrodiscus, den später SOLGER als Pseudotissotia segnis SOLGER anne In seiner Beschreibung der tunesischen Cephalopoden, die große Ähnlichkeit mit den ägyptischen Cephalopoden haben, gibt PERVINQUIERE ihr Alter als unterturonisch an. Ich schließe mich dieser Ansicht vollkommen an und halte die Pseudo- tissotia segnis für das charakteristischste Fossil des ägytischen Unterturons. Bestimmend für diese Annahme sind folgende Erwägungen. !) BLANCKENHORN: Geologie Ben a.2.0.,,3. 90. 2) BLANCKENHORRN: a. a. O., u Pseudotissotia segnis kommt in Ägypten immer in .Gesell- schaft von Ammoniten vor, die, ziemlich zahlreich verbreitet, in andern Ländern das Unterturon charakterisieren. Vascoceras in: Portugal, Spanien, Algier, Tunis, Brasilien. Fagesia in: Portugal, Algier, Tunis, Indien, Japan. Acanthoceras footeanum: Unterturon Indiens. In gewissem Sinne kann ich zur Unterstützung dieser Ansicht auch FORTAU!) anführen, der in Wadi Abu Elefieh eine Schlönbachia Quaasi in einer von ihm ausdrücklich als oberes Cenoman bezeichneten Schicht fand. Dieser Ammonit ist, wie in meiner später in Druck gelangenden ausführlichen paläontologischen Beschreibung ausgeführt wird, identisch mit Pseudotissotia segnis SOLGER. FOURTAU erkannte schon seine Zugehörigkeit zu den obersten Schichten des Genomans. Diese Schichten müssen wir aber aus den oben angeführten Gründen einem noch höheren Horizont, dem unteren Turon, zuweisen. Zur Frage der Faunenvermischung. BLANCKENHORN?) hat die Ansicht geäußert, daß die von mir als unbedingt unterturonisch aufgefaßte Schicht die obere Grenze des Öenomans bildet, und daß auf diese Weise das Turon gewissermaßen in Cenoman aufgehe, indem „sich echt cenomane Typen, zum Teil vergesellschaftet mit turonen, bis dicht an die untere Grenze des Senons verbreiteten“. An Hand der mit vorliegenden Öephalopoden muß fest- gestellt werden, daß diese Beobachtung auf ägyptische Ver- hältnisse, wenigstens soweit sie die Cephalopodenfacies der östlichen Wüste betreffen, nicht ohne weiteres verallgemeinert übertragen werden darf. Wenn auch, wie BLANCKENHORN betont, die turonischen Schichten nie mehr als höchstens 10—25 m mächtig sind, so sind sie dennoch wohl von den darunter lagernden Cenoman-Schichten durch ihre oben be- schriebene eigenartige unterturonische Öephalopodenfauna charak- terisiert und getrennt. Es konnte gelegentlich das vereinzelte Vorkommen von sonst unterturonischen Ammoniten in einer cenomanen Schicht, jedoch nie das Aufsteigen cenomaner Typen bis dicht an die Grenze des Senons beobachtet werden. Daher darf der Ausdruck „Faunenvermischung“ nicht zu weit gefaßt werden, sondern er soll nur bedeuten, daß ein DEROURTAU: a. 4.0, S. 289. 2) BLANCKENHORN: Entwicklung des Kreidesystems in Mittel- und Nordsyrien. Berlin 1890. gelegentliches Überschreiten der Grenze, und zwar speziell der Grenze zwischen Turon und Cenoman, beobachtet werden kann. Immerhin lassen sich diese beiden Horizonte genügend scharf auseinanderhalten, indem verhältnismäßig selten ein charak- teristisches Fossil in einer älteren oder jüngeren Schicht ge- funden wird, dagegen die charakteristischen Fossilien das Alter ihrer Schichten schon allein durch ihr zahlreiches Auftreten dokumentieren. Gliederung der oberen Kreide in der östlichen arabischen Wüste. Cenoman. Nautilus Mermeti COQUAND. - Munieri CHOFFAT. Acanthoceras cfr. meridionale STOL. - meridionale var. africana PERVINQUIERE. - cfr. Mantelli! Sow. Neolobites Peroni HYATT. - Fourtaui FOURTAU. - - PERVINQUIERE. - Brancai ECK n. sp. - Schweinfurthi ECK n. sp. Pseudotissotia segnis SOLGER (selten, nach SCHWEIN- FURTHs Angaben). a An der Grenze zwischen Turon und Cenoman. Tissotia securiformis ECK. z Schweinfurthi ECK. Neolobites Brancai ECK. = Schweinfurthi ECK. Turon. Neolobites Schweinfurthi Eck (selten). Fagesia bomba ECK n. sp. - cfr. thevestensis PERON. Vascoceras cfr. amieirensis ÜHOFFAT. - Kossmati CHOFFAT. - Durandı THOMAS et PERON. - barcoicensis CHOFFAT. Pseudotissotia segnis SOLGER. Acanthoceras cfr. footeanum STOL. Hoplitoides sp. (?). - efr. mirabilis Pervinauniee (?). Senon. Hoplitoides (?) ingens v. KOENEN. Tissotia Tissoti BAYLE. - cfr. Fourneli BAYLE. Hemitissotia Morreni Cog. (?) [nach SCHWEINFURTH]. 30. Über eine Stillstandslage der großen Vereisung im Münsterlande. Von Herrn Tn. H. WEGNER. (Mit 6 Textfiguren.) Münster i. W., den 8. April 1910. Geschichtliches. Ein Kiessandzug, der sich durch das nördliche Münster- land hindurchzieht, erregte bereits die Aufmerksamkeit des um die erste Erforschung der Geologie "Westfalens sehr ver- dienten Professor BECKS. 1860 gab Hosıus!) sodann einige Mitteilungen über diesen Höhenzug und versuchte ihn durch Drift genetisch zu erklären. „Es braucht kaum erwähnt zu werden, daß, soweit bis jetzt die Beobachtungen reichen, die Diluvialfluten von Norden und Nordwesten in das Becken ein- gedrungen sein müssen.“ Durch die zwischen den Plänerrücken des Bilker-Berges und Thieberges bei Rheine liegende, prä- glaziale Lücke drang die „diluviale Flut und lagerte hier einen Höhenzug ab, der in seinem Verlauf durchaus den Charakter einer solchen Ablagerung trägt, welche sich beim Einströmen durch eine enge Öffnung in ein weites Becken bildet“. Die Anschauung über die Entstehung der Diluvialgebilde durch die Bedeckung Norddeutschlands mit skandinavischem Binneneis fand in Westfalen nur sehr wenig Anklang. Erst 1893 wurde von Hosıus und MÜGGE im Münsterland zum erstenmal typischer Geschiebelehm nachgewiesen, obwohl dieser in der Umgebung Münsters z. B. eine große Verbreitung besitzt und in Ziegeleien vielfach aufgeschlossen ist. 1) Beiträge zur Geologie Westfalens. Diese Zeitschr. 1860, S. 97 ff. Wie ich!) bereits früher kurz mitteilte, ist der erwähnte Kies-Sandzug als das Produkt einer Stillstandslage des Binnen- eises aufzufassen. Ich gebe in folgendem die speziellen Untersuchungen über diese Endmoräne. 1. Allgemeine Beschreibung der Endmoräne. 1. Verlauf der Endmoräne. Als Endmöräne bezeichne ich mit H. SCHRÖDER ein Gebilde, das sich am Rande eines Gletschers oder Binneneises bei einem Stillstande wall- und zugartig anordnet. Als ich vor 8 Jahren den von BECKS zuerst erwähnten Kieszug als Endmoräne ansprach, leitete mich einmal das oro- graphische Auftreten von Rücken und Kuppen in Bogenform und sodann der von der Umgebung abweichende petrographische Charakter. — Im Aufbau boten sich aber gegenüber der mir bekannten Endmoränenausbildung in der Uckermark zunächst viele Verschiedenheiten. Dort liegen scharf geschwungene Bogen aus sehr steilen Wällen und Kuppen mit tiefen Schluchten und Durchbrechungen vor, hier in Westfalen aber weit aus- gedehnte Segmente mit breit gerundeten Rücken und Buckeln; im Osten baut sich die Endmoräne aus Blockpackung auf, im Westen zeigen hingegen Sande, Grande und Gerölle eine ausgezeichnete Schichtung; dort fanden sich nur nordische Materialien, hier ein Gemisch nordischer und heimischer Gesteine. Das Literaturstudium ergab dann aber?), daß geschichtete Bildungen auch bei anderen Stillstandslagen vereinzelt die Endmoräne ganz allein aufbauen und bei vielen als Grund- lage der Blockpackungen sich finden, so daß sie gleichsam das Embryonalstadium der Endmoräne darstellen. Das Produkt des Stillstandes auf münsterländischem Gebiet sind zwei Bogen. Der nördlichste derselben beginnt auf hannöverschem Gebiet bei Salzbergen nördlich von Rheine und zieht sich dann zwischen den Orten Ohne, Neuenkirchen, Borg- horst, Emsdetten hindurch bis nach Ahlintel, wenig südlich ') Führer zu den Exkursionen der 2. Hauptversammlung , des Niederrheinischen Geolog. Vereins zu Münster 1908, S. 3—5, und Über geschichtete Bildungen ın den norddeutschen Endmoränen. Verhandl. des Naturhist. Vereins für Rheinland und Westfalen 1910. 2) Verhandl. d. Naturh. Vereins d. preuß. Rheinlandes und West- falens 1910, S. 191. IWW: 7 8 I er von der Nordwalde-Emsdettener Chaussee. Nach einer Unter- brechung von 11 km setzt ein zweiter Bogen bei der Station Sprakel südlich Münster ein und verläuft über Kinderhaus, Münster, Hiltrup, Albersloh, Sendenhorst bis Tönnishäuschen. Au Z anlin 779 ou, MP In = mn % , bHanar SUNEN Be, N :W\ SD ImBerge “, MÜ UERO 0$7 paurıtz Wars dorf® S N um u „_Sekdenhorst SU Ki "3 Irgeı 2. 3 cn Baum®, Gerne! Se: oes feld Er AS NÜEFSI = Su ZESNNUSS mm Fig. 1. Verlauf der Endmoräne im Münsterland. Die östliche Fortsetzung wird von mir in den von STRUCK und SPETHMANN an der Porta westfalica, von H. MÜLLER am Hils und von CREDNER in Sachsen beschriebenen Endmoränen infolge ihrer ähnlichen Lage zu der südlichen Grenze des Geschiebemergels vermutet. Die nördliche Fortsetzung jenseits Salzbergen bildet die von MARTIN bereits beschriebene „Pseudo-Endmoräne“ von Emsbüren, deren weitere Fortsetzung nach Norden von diesem Autor im Groninger Honsrug gesucht wurde. Diesen bei Salz- bergen beginnenden und von dort nach Emsbüren verlaufenden Bogen einer Endmoräne verfolgte ich über Süd-, Mittel- und Nordlohne bis nach Meppen. Die weitere Fortsetzung bis zur Nordsee konnte noch nicht nachgewiesen werden. 2. Morphographie der Endmoräne. Die Endmoräne setzt sich aus Rücken und Kuppen zu- sammen, deren Länge zwischen wenigen hundert Metern und 15 km schwankt und deren Breite sich zwischen 60 m ‘und 2 km bewegt. Da die Rücken eine verhältnismäßig unbedeu- tende Höhe von 1 bis höchstens 15 m aufweisen, liegen dem- nach in dem Fuindmoränenzuge breitgerundete Hügel vor, die meist nur wenig über das umliegende Terrain hervorragen und durch breite, flache Senken voneinander getrennt sind. 3. Innerer Bau der Endmoräne. An dem Aufbau der Endmoräne nehmen in erster Linie geschichtete Bildungen teil. Sande und Grande und in geringerem Grade auch Tone, Kiese und Gerölle setzen beide Bogen zusammen und wechseln in ihr auf kurze Erstreckung hin ab. In den zahlreichen Aufschlüssen sind folgende Arten von Lagerung zu beobachten: 1.: muldenförmige Lagerung, 2. sattelförmige - 3. horizontale = 4. diskordante = 5. Blockpackung. Die muldenförmige Lagerung ist die wichtigste und häufigste; sie stellt jedesmal das Querprofil eines Fluß- bettes dar. An den Steilwänden der Sandgruben lassen sich muldenförmig gelagerte und in vielfacher Wechsellagerung aufeinanderfolgende Geröll-, Sand- und Grandschichten unter- scheiden, die in seltenen Fällen Geröllschmitze in sich ein- geschlossen enthalten. In einer derartigen Mulde waren einmal 6 Verwerfungen mit einer höchsten Sprunghöhe von 50 cm zu beobachten, die nicht auf nachträgliche Störung, sondern nur durch die Setzung 9 9 I SZ 5 9 A ae des Materiales nach dem Abfließen des die Ablagerungen zu- nächst erfüllenden Wassers entstanden sein konnten. Die einseitig geneigte Lagerung, die sich in manchen kleineren Aufschlüssen ausschließlich beobachten läßt und dann leicht den Anschein einer gestörten Schicht erwecken könnte, konnte bei weiterem Abbau stets auf den auf- oder absteigenden Schenkel einer Mulde zurückgeführt werden. Während das Querprofil eines Flußbettes durch die syn- klinale Lagerung charakterisiert ist, herrscht im Längsschnitt, mag dieser nun aus der Mitte oder aus den seitlichen Teilen genommen sein, die horizontale Lagerung durchweg vor, die hier und da Grandschmitze, seltener Geröllnester und Ton- lagen aufweist. Die diskordante Parallelstruktur ist das Resultat von rasch in der Stärke der Bewegung oder in der Wassermenge wechselnden Flüssen. Blockpackungen konnte ich nur sehr selten beobachten. Sie liegen entweder ganz unregelmäßig in den übrigen Schichten, finden sich vorwiegend aber in den Schenkeln der Mulden. Die Richtung der Schmelzwasserflüsse ist in vielen Fällen festzustellen, indem entweder der unmittelbare Befund schon häufig das Streichen und Fallen der Mulden erkennen läßt, oder die häufige Beobachtung der im raschen Abbau begriffenen Wände der Sandgruben die Bestimmung derselben gestattet. Die Richtung verläuft häufig senkrecht zu den Endmoränenrücken oder weicht doch nur wenige Grade von denselben ab. Ein Streichen der Flußbetten in der Richtung der Rücken ist sehr. selten zu beobachten. In dem speziellen Teil sind die Rich- tungen einzelner der beobachteten Flußläufe mitgeteilt. 4. Verhalten der Endmoränenablagerungen zum liegenden Kreidemergel und zur Grundmoräne. Die Bohrungen der Stadt Münster zur Erlangung eines guten Trinkwassers hatten das überraschende Resultat, daß sich unterhalb der „Kies-Sandwälle“ ein Graben in dem Kreide- mergelgebirge in einer Tiefe von etwa 10 m und einer Breite von 400 m hinzieht. Im Vorlande der Endmoräne tritt vielfach die Kreide zu- tage oder ist von einer kaum einige Meter mächtigen Diluvial- decke überlagert. Von dem Grabenrand steigt sie zu den niedrigen Höhen des Vorlandes im allgemeinen ganz allmählich auf. Im Hinterlande ist die Kreide nur in seltenen Fällen oberflächlich zu beobachten. Südlich Münster nimmt sie, wenn Na auch Unebenheiten, soweit die wenigen Aufschlüsse dartun, nicht selten sind, unter den Diluvialablagerungen fast überall dieselbe Höhenlage ein und tritt erst bei Lüttkenbeck hier und da fast zutage. Kreide Fig. 2. Schematisches Profil durch die Endmoräne bei Münster. Der Graben des liegenden Kreidemergels unter der End- moräne ist von Münster aus nach SO bis nach Albersloh, also auf eine Länge von 15 km, durch die Bohrungen der Stadt Münster nachzuweisen; er ist auch, wie im speziellen Teil weiter ausgeführt ist, in der Hardt bei Sendenhorst, ferner auf dem Emsdettener Gebiet und bei Neuenkirchen fest- gestellt. Dieser Graben ist daher eine ganz typische Erscheinung für die Endmoräne; er muß wie diese der Stillstandslage seinen Ursprung verdanken und kann nur auf die aus dem Eise kommenden und von diesem herabstürzenden Gletscher- wasser zurückgeführt werden. Die Stillstandslage eines Eises ist verbunden mit einer gegen vorher verminderten Abschmelzung. Die noch in der ersten Zeit des Stillstandes aus den zurückliegenden Teilen des Eises herbeiströmenden Gletscherwasser bewirkten die Frosion jenes vorhin erwähnten Grabens. — Als diese Zuflüsse dann geringer wurden, kam es zum Absatz der von ihnen mitgeführten Materialien in Form von Kuppen und Rücken. Im Münsterschen Bogen ist bei zwei Stellen unmittelbar bei Münster und "bei Hiltrup zu beobachten, daß sich die Sande und Grande der Endmoräne auf die das Vorland bildende Grundmoräne auflagern. Bei Erweiterungsarbeiten des Bahnhofs Münster wurde im Hinterlande eine Auflagerung der Grundmoräne auf die Endmoränenbildungen festgestellt. 5. Das Material der Endmoräne. Die Endmoräne wird vorwiegend von Quarzsanden ver- schiedenen Kornes und meist grauer bis gelbbrauner Farbe gebildet. Körner von Feldspat und Magneteisen, selten von Glaukonit sind hier und da reichlicher beigemengt. Die in der Endmoräne sich vorfindenden Kiese und Ge- rölle, die nur selten Kopfgröße erreichen, sind teils nordischer, teils heimischer Herkunft. Über die Heimat der nordischen Geschiebe hat MEYER!) Untersuchungen angestellt, denen in Kürze weitere von HIRZEBRUCH folgen werden. Die heimischen Gerölle (bzw. Geschiebe) entstammen vorwiegend dem Teuto- burger Wald. Die Kalke und Pläner der oberen Kreide sowie Schiefer und Kalke des Wealden mit Cyrena, Uypris und Melania sind ab und zu reichlich vertreten. Bei Ablagerungen, die aus nußgroßem Material bestehen, überwiegen vielfach weiße Quarze. MARTIN betrachtet die in den Endmoränen Hollands und Hannovers sich vorfindenden weißen Quarze als ein Material, das durch von S kommende Flüsse an dem stationären Eisrand abgelagert wurde und gab diesem Typus einer Stillstandsbildung die Bezeichnung „Pseudoendmoräne“°). Der Ansicht MARTINs stellen sich aber sehr gewichtige Bedenken entgegen, die ich bei der Beschreibung der hannover- schen Fortsetzung, die MARTIN Anlaß zu dieser Anschauung gab, auseinanderzusetzen gedenke. Als Heimat der weißen Quarze sehe ich vorwiegend die Carbonvorkommen nördlich des Teutoburger Waldes vom Hüggel und Piesberg bei Osnabrück und vom Schafberg bei Ibbenbüren an. Das Carbon führt zahlreiche Konglomeratbänke, deren Gerölle auf der Oberfläche der genannten Erhebungen dicht gesät liegen und die Verwitterungsschicht durchspicken. Daß kein Transport „südlicher“ Materialien an den Eis- rand stattgefunden hat, geht daraus mit Gewißheit hervor, daß in der Endmoräne sich keine Gesteine des westlichen Münster- landes gefunden haben. II. Spezielle Beschreibung der Endmoräne. 1. Der Neuenkirchener Bogen. Der Neuenkirchener Bogen beginnt unmittelbar südlich von Salzbergen, verläuft zunächst nach Südwesten bis zu dem Dorfe Ohne und biegt unweit dieses Ortes an der hannöversch- westfälischen Grenze in die Südostrichtung um. Zwischen Neuenkirchen und Wettringen erreicht der Zug bei Maxhafen den Max-Clemens-Kanal und läuft dann zwischen den Dörfern Emsdetten-Borghorst dem Kanal parallel, bis er 1) Zentralbl. Min. 1907. 2) Diluvialstudien III. GERN 994 SER, sich von dem Schnittpunkt der Emsdetten-Nordwalder Chaussee ab in der sogenannten Brennheide ganz allmählich in die Ebene verliert. Der Endmoränenbogen erstreckt sich danach über die fünf Meßtischblätter Schüttorf, Ochtrup, Rheine, Burgsteinfurt und Emsdetten. Etwa 1 km südlich der Salzbergen- Schüttorfer Chaussee beginnt der Zug mit einem ca. 600 m langen Rücken, dessen Höhe zwei. kleine Kuppen trägt. Diesem ersten are. schließt sich in der Bauerschaft Sandrup ein zweiter von 1 km Länge und rhombenförmiger Gestalt an. Auf dem Meßtischblatt Ochtrup tritt östlich von dem Dorfe Ohne eine sonst nicht wieder erreichte Verbreiterung des Rückens von 2 km ein, der sich über das Vor- und Hinterland höchstens 7 bzw. 9m erhebt. Eigentümlich sind diesem Rücken mehrere kleine Wasser- tümpel, die besonders in einer kleinen N—S laufenden Rinne auf dieser Verbreiterung liegen und anscheinend Erosions- bildungen sind. Die flache Verbreiterung bei Ohne verschmälert sich weiter nach Süden wieder zu einem etwa 600 m breiten Zuge und zieht als solcher sich durch die Bauerschaft Haddorf zwischen dem Bilker und Thieberg, die beide aus Cenoman und Turon bestehen, über den ÖOfflumer Sand nach der Neuenkirchen- Wettringer Chaussee. Durch den Anstieg des Thieberges und die Überdeckung durch Dünensande wird der Zug undeutlich und ist kaum bemerkbar. Durch die Bohrungen des Ochtruper Wasserwerkes (s. u.) sind die Endmoränenablagerungen aber auch hier in der Tiefe nachgewiesen. Kurz vor der Chaussee Neuenkirchen-Wettringen sind sie als ein 700m langer und 4 m hoher Rücken wieder deutlicher bemerkbar und ziehen sich dann, wenig in den Kiefern hervor- tretend und an zwei Stellen eine Höhe von 55 m ü.d.M., d.i. 8m über das umliegende Gelände erreichend, bis zur Haltestelle der Rheine - Burgsteinfurter Bahn. Nach einer kurzen Unterbrechung folgen noch mehrere undeutliche Er- hebungen; zuerst unmittelbar an der Bahn ein 1 km langer, dann bei dem Kolon DAUERMANN ein sich 1! km weit erstreckender und nur 80 m breiter Rücken von 1m Höhe, dem nach einer kleinen Unterbrechung sich eine Erhebung von 400 m Länge und 1 km Breite anschließt. Ein weiterer Rücken von nicht ganz 1 km Länge und zwei unbedeutende Erhebungen führen dann über zu einem geschlossenen Zuge, der 1 km südlich der Emsdetten- Borghorster Chaussee beginnt, sich hier bei einer Breite von ca. 500 m und einer Höhe von etwa 10 m über ‚die Güter von ‚Abeler, Spaning und Lintel hinzieht und im Linteler Esch und in der Brennheide südlich von der Emsdetten-Nordwalder Chaussee allmählich in die Ebene verläuft. Die im Offlumer Sand stehenden Bohrlöcher des Ochtruper Wasserwerkes ergaben, trotzdem sie nicht ganz rechtwinklig Fdıe Endmoräne schneiden, daß hier unter dem Endmoränenzuge ‘ein Graben in dem liegenden Kreidemergel ausgeschlagen ist. In und unter dem Höhenzuge wechsellagern die Materialien verschiedenster Korngröße, wie aus folgenden Bohrlochtabellen hervorgeht. Bohrloch 4a an der westlichen Grenze des Meßtischblattes Rheine im Olner Sand. 0,00— 3,65 m feiner weißer Sand. 3,65— 4,90 - - Kies mit Einlagerung starker Gerölle. 4,90— 6,00 - - Kies. 6,00— 6,75 - - Kies von grauer Farbe mit einer Geröllschicht von 30 cm. 6,75— 7,50 - feiner Sand mit Kiesschichten. 71,50— 9,25 - -. Kies. 9,25—10,00 - - sandiger Kies mit kleinen Shen chen. 10,00—14,50 - - Kies. 14,50—16,10 - - grauer sandiger Kies. Mergel. Die Mergelsohle wurde bei 29 ‚Sa.msurd.M. liegend angetroffen. Ganz ähnliche Schichten wurden bei dem Bohrloche 4b durchstoßen. Hier liegen von 0,00— 4,00 m feiner weißer Sand. 4.0 — 4,75 - - gelber Sand. 4,75— 7,00 - Grand mit Geröllagen. 7,00-10,35 - feiner Kies mit Geröllen. 10,35—16,00- - Kies von grauer Farbe. 16,00—16,50 - grober Kies und Gerölle. Das Bohrloch 4b liegt wenig südlich von 4a, hier wurde die Mergelsohle bei 29,00 m erreicht. Diese senkt sich also von dem Bohrloche 4a nach 4b um fast Im ein. Noch mehr südlich liegen die Bohrlöcher 12, 14 und 13, deren Mergelsohle bei 30,80, 32,50 und 36,10 liegt. Es ist dem- nach von dem Bohrloch 4a ein Einsinken des Mergels nach 4b und von dort wieder ein Aufsteigen desselben über Bohr- loch 12, 14 und 13 zu beobachten. Die Differenz beträgt 7. m. Die unmittelbare Fortsetzung dieses Grabens ist durch die Bohrungen der Stadt Burgsteinfurt an der Neuenkirchen — Wettringer Chaussee und die Bohrungen der Stadt Rheine in der Nähe des Bahnhofes Neuenkirchen-Land festgestellt worden. 26* a a. Die Bohrungen des Ortes Borghorst auf der Endmoräne bei Emsdetten ergaben ebenfalls das Vorhandensein einer Rinne unter der Endmoräne (vgl. Fig. 3). Die Resultate der Untersuchung dieser Bohrungen und jener der Stadt Münster beabsichtige ich in einem Aufsatze über die Wasserverhältnisse des Münsterlandes zu veröffent- lichen. Die oberflächlichen Aufschlüsse dieses Bogens sind stets. flach, die Struktur ist demgemäß nur sehr wenig zu beobachten. Die Schichtung ist hier aber meist auf senkrecht oder unter einem großen Winkel zum Streichen der Endmoräne geflossene Gletscherwasser zurückzuführen. Fig. 3. Graben unter der Endmoräne an der Emsdetten-Borghorster Chaussee. Das Vorland dieses Bogens wird, soweit bisher festgestellt. werden konnte, von Sanden, seltener von Senkeln'!) und Lehmen gebildet, unter diesen taucht am Rande der westlich folgenden Höhenzüge hier und da Grundmoräne auf. Im Hinterlande finden sich, abgesehen von der oberen Kreide des Thieberges bei Rheine, vorwiegend die Sande des. großen nordmünsterländischen Heidesandgebietes vor. In dem vom Thieberge und der Endmoräne gebildeten Winkel bei Neuenkirchen tritt unter diesem Sand Geschiebelehm zutage. Das Lagerungsverhältnis desselben zur Endmoräne konnte aber nicht festgestellt werden. ') Senkel — graue, oben gelbe feinsandige Lehme. Der in West- falen überall gebräuchliche Name ist bereits von H. Mürter: Diluvium im Bereich des Kanals usw. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1895, S. 43, in die geologische Literatur eingeführt. sh &) 9 7 SHELEE 2. Der münstersche Bogen. Der münstersche Bogen beginnt etwa 2 km südlich von Sprakel, zwischen Greven und Münster, und zieht sich von dort in der Richtung der Grevener Chaussee über Kinderhaus auf die Stadt Münster zu. Südlich derselben verläuft die Endmoräne über Hiltrup nach Albersloh und Sendenhorst, wo sie, wenig östlich von letzterem Orte, bei Tönnishäuschen, ın der Hardt ausläuft. Die lobenartige Form des Eisrandes kommt in diesem Rücken klar zum Ausdruck. Der Bogen verläuft auf dem Meßtischblatte Greven von N nach S mit einer leichten Neigung nach SW, biegt aber bereits auf Blatt Münster ein wenig nach SO um, geht dann auf Blatt Ottmarsbocholt und Sendenhorst in eine östliche Richtung über, um auf letzterem und auf Blatt Enniger eine fast rein östliche Richtung einzuschlagen. Die Länge des Bogens beträgt ca. 34 km. In der Bauerschaft Sandrup bildet dieser Bogen zunächst einen kleinen, ovalen Hügel, der bei einer Breite von 400 m und bei einer Länge von 1!/,km sich nur 3 bis Am über das Vor- und Hinterland erhebt. Eine zweite, ebenfalls unbedeutende Kuppe von 6 m Höhe folgt an der Haltestelle Kinderhaus und leitet nach einer Unterbrechung des Zuges durch den Kinderhauser Bach zu einem fast 4 km langen Rücken über, der sich bis in die Stadt Münster erstreckt. Die Grande und Kiese wurden hier noch beim Kanalbau auf der Wilhelm- straße überall angetroffen. Dieser im höchsten Teile 62,5 m erreichende und wie der vorige mit guten Äckern bedeckte Rücken fällt nach Westen steiler, nach Osten, dagegen ganz allmählich ab. Während das Hinterland durchschnittlich etwa 55 m über dem Meeresspiegel liegt, ragt dieser Rücken über das Vorland wenig vor, ja bleibt häufig an Höhe zurück, da die von einer geringen Diluvial- decke überlagerten Kreidekuppen bis zu 75 und 80m auf- steigen. Dennoch erscheint der Wall von seinem Rücken aus beiderseits scharf markiert, wie nur selten in einem anderen Teile des Bogens, weil sich am Fuße desselben zwei vom Kinder- hauser Bach und der Aa durchflossene Niederungen ausdehnen. Bei der Stadt Münster wird der Bogen von der Aa- Niederung durchbrochen. Unter den modernen Ablagerungen dieses Flusses finden sich bei der städtischen Badeanstalt Kiese vor. Aın rechten Ufer der Aa tritt unmittelbar vor dem Ägidii- tor die Endmoräne wieder oberflächlich zutage. In einem fast 7 km langen Wall, dessen höchste Teile in acht kleine Kuppen eeiedent sind, aa sich die Endmoräne bis zum Emmerbach bei Hiltrup. Auch an diesem fast ausschließlich von Äckern bedeckten Rücken ist wiederum ein steileres Abfallen nach der Westseite zu beobachten. ' Südlich vom Emmerbach und dem hier verlaufenden Kanal erhebt sich der Zug von neuem und setzt sich 8 km weit in der Hohe Ward genannten Erhebung bis zum Dorfe Albersloh fort. Dieser in neun nur wenig auffällige Kuppen gegliederte, zusammenhängende Zug steigt bis 7Om auf. Die Breite Fig. 4. Die Endmoräne südlich Münster. schwankt hier zwischen einigen hundert Metern und einem Kilometer. . Da das der Endmoräne im Westen vorgelagerte Gelände von Münster bis nach Albersloh im Durchschnitt etwa 57 m über dem Meeresspiegel liegt, die Endmoräne mithin eine relative Höhe bis zu 12 und 15 m aufweist, setzt sich diese überall recht gut vom Vorlande ab. Eine 1!/, km lange Unterbrechung bei Albersloh wird von der Werse und dem von deren Nebenfluß, dem Arenhorster Bach durchflossenen Wersebruch eingenommen. Die weitere Richtung des Bogens ist durch die Lage der Sendenhorster Kunststraße gegeben. Ein 500 m breiter und etwa 2'/, km langer Rücken macht den Anfang, dann erheben sich mehrere niedrige Kuppen bei der Biegung der Kunststraße er 399 Ze nach SO. Der Ort Sendenhorst liegt auf dem östlichen Ab- hange eines 2 km langen und 800 m breiten hückens, der sich östlich des Dorfes noch 3km in der Hardt fortsetzt. Nirgendwo ist der Bau der Endmoräne so gut zu studieren, wie in den zahlreichen und teilweise nahe beieinander liegenden Aufschlüssen dieses Bogens bei Münster. Die Wände sämtlicher Gruben zeigen Flußprofile oder doch Teile von denselben. Bald beobachtet man Querschnitte ganzer Flußbetten oder auch mehrere Mulden girlandenartig Fig. 5. Profil einer Sandgrube in der Endmoräne südlich Münster. Diskordante Struktur. nebeneinandergereiht oder Schichten in diskordanter Lagerung, bald sind nur Stücke gewaltiger Strombetten zu erkennen in der Weise, wie dieses in dem allgemeinen Teil des näheren mitgeteilt ist. Die Aufschlüsse führten zur Festsetzung folgender Strom- richtungen in dem Endmoränenwall. In dem ersten Hügel zwischen Sprakel und Kinderhaus zeigt ein kleiner Aufschluß in einer Weide des Landwirtes GREIWING das Profil eines senkrecht zur Streichrichtung des Hügels liegenden Flußbettes. Zwei Aufschlüsse an der Kuppe der Kinderhauser Haltestelle a N bieten Ablagerungen sehr wechselnder Stromrichtungen dar; sie zeigen eine wirr diskordante Struktur. Zwei Richtungen, NW und SW, ließen sich aber mit Sicherheit feststellen. Auf dem Rücken zwischen Kinderhaus und Münster waren in den Sandgruben von LUDTMANN und BÖCKER die Lager früherer Strombetten durch mehrere Monate hindurch ange- stellte Beobachtungen an den rasch abgetragenen Wänden zu rekonstruieren. Ein Abfluß der Gletscherwasser ist hier nach den in der Sandgrube von LUDTMANN aufgeschlossenen Profilen nach SO in drei fast parallel liegenden Betten schräg und in der von BÖCKER fast senkrecht zum Eisrand erfolgt. Die großen Aufschlüsse auf der Geist südlich der Stadt Münster lassen fast stets in ihren langgestreckten Profilen die Richtung der Gletscherwasser erkennen. In der vor dem Eisenbahneinschnitt liegenden, neuen Sandgrube von BÖCKER beobachtete ich im Sommer 1906 ein Flußprofil mit senkrecht zum Eisrand liegender Stromrichtung. Von größerem Interesse und weitaus der interessanteste aller Aufschlüsse war das Profil in der Sandgrube von SCHULTE gen. BUSSMANN, das a. a. O. bereits von mir wiedergegeben ist. Die zur Chaussee parallele, hintere Wand der Sandgrube zeigt das Querprofil eines be- deutenden Flusses, dessen Stromrichtung fast senkrecht zum Eisrand lag, während die senkrecht zu derselben stehende Wand den Längsschnitt durch die Mitte desselben Flußbettes bietet. Kleinere Flüsse, deren Betten in einem mehr oder weniger bedeutenden Winkel dazu streichen, haben sich mehr- fach in diese Ablagerungen eingegraben. In den letzten Monaten ist an dem Hauptprofil eine ganz geringe Biegung der Stromrichtung nach Süden zu beobachten. In der dem Kolonat VOGELMANN gegenüberliegenden Sand- grube ist dann weiterhin wieder das Profil eines 7 m breiten Flußbettes zu beobachten, dessen Stromrichtung nur wenig von der westöstlichen abweicht. Unmittelbar am Kanal sind in einer langen Sandgrube . von Peperowe meist parallelgeschichtete oder nur wenig ge- neigte Sande aufgeschlossen. Ich möchte das seit einem Jahr dort aufgeschlossene Profil als einen Längsschnitt durch die Mitte eines großen Flusses auffassen. Die tiefste Stelle des Flußbettes wird nördlich von dem jetzigen Anschnitt liegen, da vor 6 Jahren in dem ganzen Profil der Grube stark dis- kordant gelagerte Sande aufgeschlossen waren. In der großen Sandgrube des Eisenbahnfiskus südlich vom Emmerbach war eine 15 m breite, von NO nach SW —, A streichende und daher ebenfalls wieder senkrecht zum Eisrand liegende Mulde zu beobachten. Alberslohe® Grabenrand. - Grabenaxe. der hohen Ward bei Hiltrup. Die Anlagen der großen Erweiterungsbauten des städtischen Wasserwerks Münster in dem mittleren Teile dieses Endmoränen- bogens haben gezeigt, daß sich unterhalb der Endmoräne in dem anstehenden Kreidemergel ein Graben hinzieht, dessen tiefste Linie etwa 9 m tiefer liegt als die beiderseitigen Ränder, 6. Verlauf des Grabens unter der Endmoräne der Hohen Mark bei Hiltrup. Tjo' — 402 — daß hier also ganz gleiche Verhältnisse vorliegen, wie sie von Neuenkirchen und Emsdetten mitgeteilt wurden!). Die Mehrzahl der Bohrungen zeigt, daß eine nicht sehr mächtige, aus größeren Geröllen und dicken Blöcken bestehende Schicht sich dem Mergel auflegt, und daß darüber dann feine oder meistens grobe Sande und Grande mit Kies- und Stein- lagen folgen. Die Resultate der einzelnen Bohrungen sind natürlich nicht miteinander kombinierbar, sie zeigen aber mit ziemlicher Gewißheit, daß die tieferen Lagen in derselben Weise aufgebaut sind wie die aus den Sandgruben oben beschriebenen Profile. Die obenstehende Karte im Maßstab 1:25000 zeigt den Verlauf des unter dem Rücken liegenden Grabens. Die Punkte geben die Lage der Bohrlöcher, die Zahlen bei denselben die Tiefe der Mergelsohle an. Die tiefste Stelle derselben liegt bald dem westlichen, bald dem östlichen Rande näher. Aus den Bohrlöchern kann nicht geschlossen werden, ob die Achse des Grabens sich nach dem einen oder dem anderen Ende derselben einsenkt. | Aus den Bohrungen geht dann weiter hervor, daß der westliche Teil des Rückens etwa in der Richtung der süd- lichen Grenzlinie des Grabens in der Hauptsache aus Sanden .besteht, während die groben Sande und die Geröllschichten sich östlich derselben vorfinden. Profile aus der Hohen Mark bei Hiltrup?) zur Erläuterung der beigegebenen Karte (Fig. 6). IK a) b) c) d) €) _ Bohrloch-Nr. 108 109 128 104 127 2 53,0 49,4 49,5 45,0 50,0 Sohlenkote. a) —1.25 Sand, 1,25—2,85 schwarzer Ton. b) Sand. c) —1,90 feiner Sand, 1,90—3,50 grober Kies, 3,50— 8,20 grober Sand mit Steinen. d) —6,3 Sand, 6,3—6,6 weicher Mergel, dann By Kies. €) Feiner Sand. !) Nach einem Modell, das auf Grund früherer Bohrungen um das Jahr 1880 angefertigt wurde, und das auf der Direktion des Wasser- werkes Münster aufbewahrt wird, ist derselbe Graben im Mergelgebirge auch zwischen Münster und Hiltrup vorhanden. Die Bohrlisten und Lagepläne konnten aber nicht aufgefunden werden, so daß diese Ver- hältnisse nicht mitverwertet wurden. 2) Alle Bohrungen gehen bis zum Mergel. Angaben nach den Akten der Stadt Münster. IT. a) b) c) d) Bohrloch-Nr. 103 129 163 107 53 47,5 44 53 Sohlenkote. a) —1,25 Sand, 1,25—2,85 schwarzer Ton. b) 1 m feiner Sand, 130 14,5 grauer Sand mit Steinen. c) —1,25 feiner Sand, 29m grauer Sand, — 11,45 feiner Sand, 19 m grauer Sand. N d) Sand. 7 SIE Ball a) bee) dee eiesnh) Bohrloch-Nr. 102 143. 142 138° 108 139 140 141 41,2 48,3 48,1 51 483° 46,8 51,7 54 Sohlenkote. a) Feiner Sand — 8,00. ‚b) Sand, 1,53—-3,5 grober Kies, 6,65 — 7,85 sandiger Ton, 8,68—8,8 grober. Sand. c) Feiner Sand, mit einer Zwischenlage von grobem Sand 5,9— 7,1. d) —7,30 grauer, feiner Sand. e) gs 85 Sand. f) 16, 45 grobe Sande und Kiese. 8) —H, 75 feiner Sand, —7 m grober Sand. h) Meist feiner Sand, 2,20--5,65 grober Sand, 6,85—7,38 hell- grauer Ton. | IV. i a) sb) OR ad) Bohrloel-Nr. 185 178 179 180 48,4 48,25 48,7 49 Sohlenkote. a) —8,60 Sand (von 3—5,4 m und von 6,6--7,7 mit Steinen) von. 8, 60-9 ‚0 Kies. b) os, 30 grober Sand, von 5,30-9,40 mit Steinen. ec) Grober Sand mit Steinen, von 6,85 — 9,00 Kies mit Mergel. d) 2,3—5,8 grober Sand, 7,1—8,9 grober Kies. V. a) b) c) d) e) f) Boknloen Ne. led 144 177 2 176 >: 181. ,106 5, 50 4925 49 485 469 49,0 Sohlenkote. a) — 8,20 feiner Sand. b) 218 feiner Sand, 1,8— 5,8 grober Sand mit Steinen, 5,8—10,15 feiner Sand. c) 1m toniger Sand, dann grobe Sande mit Steinen —10,60. d) —12,40 feiner Sand, 12,40—16,20 grober Sand. e) —1,25 Sand, 1,25—2,15 sandiger Mergel, von 4,00-5,6 brauner Ton. MI: a) b)ar 2.0 d) e) f) Bohrloch-Nr. 170 171 175 172 173 174 52,3 515 46,6 46,6 47,6 481 Sohlenkote. a) —6;,30 feiner Sand. b) = 14 grober Sand mit Steinen, 5,14— 6,20 grober, grauer Kies. ec) —Tm feiner Sand, 7,00— 16,00 anen as, ZINN AU d) —16,51 grobe Sande und Kiese. e) —5,6 feiner Sand, dann grobe Sande mit Kiesen. f) —12,19 feiner Sand. AR a) b) e) d) Bohrloch-Nr. 164 184 182 183 48 49,3 46 46 Sohlenkote. a) —11,86 feiner Sand. b) —5,90 feiner Sand, 5,90 - 8,20 grober Sand mit Steinen, 8,20 — 10,90 feiner Sand mit Steinen, 10,90—12,60 grober Kies c) —14,60 grober Sand, 10,30 —i2,20 feiner, grauer Sand. d) — 7.60 grober Sand, —11,80 feiner Sand, teilweise lehmig, 11,80 — 13,70 grober Sand, 13,70—14,8 Kies. VIII. a) b) e) d) e) f) g) Bohrloch-Nr. 168 135 130 132 131 133 134 52,8 46,8 49,1 50,5 584 583,6 54,75 Sohlenkote. —5,30 m feiner Sand. — 5,50 m feiner Sand, 5,50 -12,30 grobe Sande mit Kiesen. —6,10 feiner Sand, 6,10—12,50 grober Sand mit Steinen. —5,20 feiner Sand, 5,20—7,5 grober Sand, 9,00—11,80 grauer, grober Sand. — 3,00 feiner Sand, 3,50—8,15 grober Sand. — 3,00 feiner Sand, 3,00—6,00 grober Sand mit Steinen. — 3,50 feiner, grauer Sand, Mergel bei 3,50. DR, a) b) e) d) e) f) Bohrloch-Nr. 148 147 162 149 151 150 51 48 464 465 48,6 50,4 Sohlenkote. —5,70 feiner Sand, dann Mergel. 2,90 feiner Sand, dann grobe Sande bis zum Mergel 12,85. feine Sande, von 2,80— 3,70 und von 9,62—13,55 Zwischenlagen von grobem Sand. 0,82—1,80 Ortstein, 1,580—4,04 feiner Sand, 4,04—12,76 grober Sand mit Steinen. — 7,90 feiner Sand, 7,90—9,45 grober Sand. —6, ‚20 feiner Sand, 6, 0 6, 36 Sandstein mit Men 6,36 — 6,50 grauer Ton. X. a) b) c) d) €) f) Bohrloch-Nr. 160 155 152 153 161 154 a) 52 52,9 44 471,89 47,3 51,4 -Sohlenkote. —1,10 m feiner Sand, 1,10—4,95 grausandiger Ton, 4,95 — 5,40 grauer Ton mit Mergel. —2,9 feiner Sand, 2,9—5,3 grober Sand mit Steinen. m ‚10 feiner Sand, dann 15 cm grober Sand. —5 ‚so grauer Sand, 5,6—8,60 feiner Sand, 8,60—11,15 grober Sand. — 3,25 feiner Sand, 3,25—12,30 m grober Sand. —09,05 feiner Sand, 5,55— 5,63 grauer Ton mit Mergel. a) b) e) d) Bohrloch-Nr. 159 158 Dog 17 51 45,5 44,2 48,6 Sohlenkote. a) —1,50 feiner Sand, von 1,5—6,32 grauer, sandiger Ton. b) —10,60 m feiner Sand, 1,60—4,20 Ton, 10,60— 12,30 grober Sand. ec) —5,/0 m feiner Sand, 5,70— 8,10 grauer Sand, 8,10—10,45 feiner Sand, dann grober Sand 10,45— 13,70. d) — 9,50 feiner Sand. Nach .einer mündlichen Mitteilung des Herrn Oberingenieur FÖRSTER wurde in der Hardt östlich Sendenhorst durch die Bohrungen der Stadt Ahlen der Graben unter der Endmoränen- bildung ebenfalls erbohrt. Leider konnte ich keine Bohrlisten erhalten. In den oberflächlichen Aufschlüssen des Bogens sind alle Materialgrößen von feinem Lehm bis zu groben Geröllen ver- treten, seltener treten aber die Lehme und Geröllagen auf. Auf der Geist ist das Material vorwiegend nordischer Herkunft. Granite, weiße Quarze und Kieselschiefer sind überall vorhanden, treten aber gegen die nordischen Gesteine sehr in den Hintergrund. Stellenweise machen sie nur etwa 1 Proz. aus. Dann finden sich aber wieder andere Aufschlüsse, in denen die weißen Quarze usw. häufig vorkommen und 50—60 Proz. des Geröllmaterials bilden, ja, vereinzelt überwiegen sie mit 90—95 Proz., z. B. in der Sandgrube von LUDTMANN nörd- lich und der Sandgrube von VOGELMANN südlich von Münster. Bis Kinderhaus ist das Vorland von Sanden, Senkeln und Lehmen wie beim Neuenkirchener Bogen gebildet. Weiter südlich legt sich auf die Höhen nach Roxel zu Geschiebelehm der Kreide auf. Der Hohen Ward ist ein Sandgebiet vorgelagert, worauf westlich bei Albersloh die Kreide wieder mehrfach in flachen Aufschlüssen beobachtet wurde. Im Hinterlande findet sich zunächst wieder der Sand des großen Heidesandgebietes. Von Münster ab südlich und östlich ist vielfach unter einer dünnen Decke von Geschiebelehm und hier und da von Lehm und Senkel die Kreide zu beobachten. — 2 A0o 31. Eine Drumlinlandschaft in Djursland (Jütland). Von Herrn EnmıLn WerTH. (Mit 1 Textfigur.) - Berlin-Wilmersdorf, den 23. März 1910. Im östlichen Teile der Halbinsel Djursland (Halbinsel Grenaa) in Jütland erstreckt sich in westsüdwestlicher Richtung zwischen den Städten Grenaa und Kolind der Kolind-Sund. Dieser stellt ein, heute durch Eindeichung trocken gelegstes, fördenartiges Becken dar, welches durch eine niedrige Land- schwelle südlich Grenaa vom Kattegat getrennt wird. Diese ziemlich ausgedehnte Schwelle erhebt sich im allgemeinen nur etwa bis 4 m über den Meeresspiegel, doch ist ihr eine Reihe von Dünenhügeln aufgesetzt, und ihre höchste Erhebung beträgt 8,5m. Inwieweit am Aufbau dieser Landbrücke moderne Strand- bildungen beteiligt sind, bleibt einer genaueren Untersuchung vorbehalten zu entscheiden. Die Verbindung des Kolind-Sundes mit dem Meere wird durch die Grenaa hergestellt, welche östlich der gleichnamigen Stadt mündet. Während auf der Nordwestseite fast in der ganzen Längs- erstreckung des Sundes dessen Ufer von einem ziemlich steil abfallenden Plateaulande begrenzt werden, begleitet im Nord- osten, Süden und Südwesten ein stark zerteiltes Hügelland das Becken. Die dieses Hügelland zusammensetzenden Einzel- erhebungen zeigen sehr verschiedene Höhen und dementsprechend auch sehr wechselnde Böschungsgrade. Ziemlich verschieden ist auch die Form ihrer horizontalen Umgrenzungen. Was sie auszeichnet, ist jedoch der Umstand, daß ihre Längsachsen beinahe immer dieselbe ostnordost— westsüdwestliche Richtung zeigen, dieselbe, welche auch die Hauptachse des Kolind- Sundes einnimmt. Das beigefügte Kärtchen, auf welchem die wichtigsten dieser Hügelrücken möglichst in ihrer natürlichen Umrißform und Anordnung als schwarze Kleckse eingetragen sind, möge das Gesagte illustrieren. Zugleich sind dort auch einige zwischen den Hügeln auftretende, meist versumpfte, kleinere Senken (mit wagerechter Schraffur) eingezeichnet, welche als Negativformen sich ausgezeichnet dem System der Rücken einordnen. Verlängert man die Hauptachse des Kolind-Sundes land- einwärts, so trifft sie (westlich von Silkeborg) senkrecht auf — N ET den jütischen Hauptendmoränenzug, : welcher nördlich von Sebstrup in nordnordwestlicher Richtung verläuft. Es verlaufen mithin die Hauptachse des Kolind-Sundes und daher auch die dieser parallelen Längsachsen der bezeichneten Hügelrücken in der Umgebung des Sundes im Sinne der Bewegung des ehemaligen Inlandeises.. Es wird dadurch mehr als wahr- - scheinlich, daß die bezeichneten Hügel als Drumlins aufzu- fassen sind, d. h. als mehr oder weniger elliptisch geformte, mit ihren Längsachsen parallel der mutmaßlichen Bewegungs- richtung des ehemaligen Inlandeises der Gegend angeordnete, in Schwärmen auftretende Erhebungen. Drumlins Kleinere, meist Steile sumpfige Senken Plateauabfälle Drumlinlandschaft in Djursland. Maßstab ca. 1: 255000. Die folgenden Tabellen geben für eine Anzahl der Hügel neben der absoluten (größten) Höhe die größte Länge, die größte Breite und die größte (relative) Höhe sowie das Ver- hältnis der Breite zur Länge. Geordnet sind die Beispiele nach letzterem Verhältnis, von den relativ kürzesten zu den längsten fortschreitend. Die Höhenmaße sind wie die anderen Zahlen der dänischen Generalstabskarte von Jütland in 1:40000 entnommen und aus dänischen Fuß in Meter (ab- gerundet auf !/, m) umgerechnet (1 Fuß = 0,3138 m). Die Hügel lassen sich in drei Gruppen scheiden: eine am südwestlichen Ende des Kolind-Sundes, eine zweite südlich und südöstlich des Hauptteiles des Sundes und die dritte nordöstlich des Sundes bei Grenaa. m AS = Südwestliche Gruppe (bei Kolind). Größte | Größte Verhäaltoss Ab- Große Län Breite der Breite | solute relative se = E : zur Länge | Höhe | Höhe m m (abgerundet) m | m 1. Hügel östlich von en (Na) 800 | 500 12 13); 30 251 2. Hügel südlich von Kjeld- strupn 1000 | 600 151,275 28 | 24 3. Kleiner Hügel‘ nordöstlich | voneNLa6 N 350 | 170 16.2 13 Di, 4. Tilshöj, östlich von Kolind | 2200 | 800 1:25 211, 20%, 5. Tornhöj, südlich vonKolind | 1290 | 465 12232 33 85 6. Havrbakke, zwischen Buk- : | trup und Kolifd. . . .] 1400 | 400 132305 20%,| 19 Hierzu ließen sich noch einige andere Hügel hinzufügen. Innerhalb dieser kleinen Gruppe befindet sich kein Rücken, der nicht in die allgemeine Richtung paßt, der also kein Drum wäre. Hügel wie 5 und 6 sind ausgezeichnet und könnten in der schönsten Drumlinlandschaft liegen. Zwischen dieser und der nächstfolgenden Gruppe schiebt sich ein weniger charakteristisches Hügelland ein. Hauptgruppe (südlich vom Kolind-Sund, zwischen diesem und der Linie Hallendrup— Trudstrup— Aalsrode). Es sei hier eine möglichst alle Formen berücksichtigende Auswahl gegeben. Auch innerhalb dieser Gruppe ist kaum ein anders ge- richteter Hügel zu finden, abgesehen von den häufigen niedrigen Verbindungsrücken zwischen zwei Drums. Nicht selten trifft man mehrere Kuppen kurz hinter- einander an, so daß es schwer hält, zu entscheiden, ob hier mehrere selbständige Hügel oder ein mehrkuppiges Drumlin vorliegt. Im allgemeinen sind die Hügel ziemlich regelmäßig und sanft geböscht. Eine auffallende Ausnahme bilden zwei große Rücken: der von Tolstrup-Aalsö (Nr. 7) und ein südlich Aalsö gelegener, die zugleich mit 51'/, bezüglich 51 m absoluter Erhebung die höchsten und dabei ausgedehntesten sind. Sie tragen je verschiedene, mehr oder weniger vorragende Kuppen, deren gebogene Verbindungslinie sich mit der geraden Haupt- achse schneidet. Eine Anzahl weniger hervortretender, weil weniger stark isolierter Hügel wurde in das Kärtchen nicht aufgenommen, da die Formen zu willkürlich. ausgefallen wären. Es stehen daher die Hügel in Wirklichkeit dichter, als es auf der Karte den Anschein hat. 409 Hauptgruppe OB vom Fund I Größte es N Verhältnis Ab- | Eu der Breite | solute |relative RR: | zur Länge | Höhe | Höhe m m’ \(abg gerundet) m m 1. Südlichster von den drei | Hügeln an der See, süd- | lich von Fuglsang . 120 460 1er 21%, 1445 2. Kumlhöj, östlich von Söby 800 | 450 len 371), 3l!/, 3. Nördlichster Hügel nörd- lich von Ingvorstrup 600 | 320 Benz 23 23 4. Mögelhöj, südlich von Ingvorstrup . A N A 1:2 23VU,| 231 9. Unregelmäßiger, sanfter Rücken südwestlich von Homaa . 1700 800 1.8 175; 9 6. Hügel östlich von Ingvor- strup 1700 | 730 1324, 23 23 7. Großer, unregelmäßiger Rücken von ne Aalsö . . 3300 ' 1300 12, 51'!/,| 39 8. Traedhöj, südwestlich von Saldrup . . 900 | 340 223% 41 St "lk 9. Hügel östlich von 1 Saldrup 1300 | 400 1:3!/; 36 23 10. Hügel nordwestlich von | Lyngby 2 1500 | 465 1:3!); 22 6 11. Hügel westlichvon Allelev | 2660 | 800 P2ash 481, | 481% 12. Hügel östlich und süd- östlich von Allelev . 1 2600 ;ı 730 1:33; 261/,| 14! 13. Klodhöj, Buben von Revn 1400 | 260 1:515% 261, | 25 Nordöstliche en (bei Grenaa). Auch hier gebe ich wieder eine möglichst alle Formen berücksichtigende Auswahl. I 97 PB. DD Mm» . Törhöj, nordwestlich von Elelmer.. .... . Galgebakke, zwischen Ete- naa und Enslev.. . . Rolshöj, östlich von Bred- strup . . . Größerer Hügel "nördlich von Grenaa . Hügel nordöstl. von Dolmer . Bavnhöj, zwischen Grenaa und Dolmer er . Flintbakke, östlich von Dolmer . Größte Länge m Größte Breite m 500 Verhältnis Ab- | Größte der Breite | solute |relative zur Länge | Höhe | Höhe (abgerundet) m m 1:13), | 391, | 12%, 1:2 201, 8 1 22 19 1:22, | 361, | 28 Eh 37 0034 1:5 151,| 8"), 27 a li — Auch hier ist wieder innerhalb der Gruppe kaum ein Hügel, dessen Richtung nicht hineinpaßte; am Rande der Gruppe wird das Terrain unregelmäßig. Prächtige Drumlinhöhen sind die gleich nördlich bis nordwestlich von Grenaa; die übrigen sind zumeist erheblich flacher und treten daher weniger her- vor, zumal auch zwischen den einzelnen Rücken vielfach relativ hohe Brücken erhalten sind, oder auch der basale Teil der Hügel unregelmäßig verbreitert erscheint. Wie aus den Tabellen hervorgeht, halten sich die Drumlin- hügel durchaus innerhalb der von DaAvIs angegebenen Maße: Länge zwischen 200 und 3200 m und mehr; Verhältnis beider Achsen 1:1—1:6; Höhe zwischen 6 und 90 m. Das ganze Drumlingebiet am Kolind-Sund umfaßt etwa ein Areal von 125 Quadratkilometern. Die Gesamtzahl der Hügel mag ungefähr 75 betragen. Ihre Längsachsen streichen in guter Übereinstimmung zumeist von Ostnordost nach West- südwest, wenige Hügel nehmen eine mehr nordost— südwestliche, und die südlich Fuglsang nahe dem Meere gelegenen Hügel eine nahezu ostwestliche Richtung ein. Das Drumlingebiet am Kolind-Sund ist durch zahlreiche Kiesgruben aufgeschlossen, von denen ich einige in Augenschein nehmen konnte (bei Grenaa, bei Aalsö und zwischen Kolind und Hallendrup). Die Aufschlüsse zeigen horizontal bis schräg geschichtete Sande und Schotter. Letztere bilden oft dichte, blockpackungartige Bänke und bestehen zum überwiegenden Teile aus Kalk und Flint. Daneben kommen krystalline Gesteine, Quarz und anderes vor. Die Steine sind meist sehr gut gerollt (Kalk, krystalline Gesteine) oder, wie der Flint, wenigstens oft deutlich gerundet. Das Ganze kann als schotterartige Lokalmoräne bezeichnet werden: Bekanntlich treten an der Ostküste von Djursland die Kalke des Danien an die Oberfläche‘). In der großen Grube an der Wind- mühle nordwestlich von Grenaa läßt sich beobachten, daß die schräge Schichtung nicht im Sinne der Hügelböschung verläuft. Wie schon hervorgehoben, ist bemerkenswert die Über- einstimmung der Richtung der meisten Hügel mit derjenigen der Hauptachse des Kolind-Sundes. Es liegt hier wieder eine innige Beziehung zwischen einer der vermutlich subglazial ent- standenen Rinnen und den Formen einer Drumlinlandschaft vor, wie ich einen ähnlichen Fall erst kürzlich aus der Provinz !) Vgl.u.a. N. V. Ussıng: Dänemark. Handbuch der ‚Regionalen Geologie, Ba. I, Abteilung 2. Heidelberg 1910. eh ln > Posen beschrieben habe!). Auch die früher von mir auf der dänischen Insel Seeland aufgefundene Drumlinlandschaft?) zeigt eine auffallende Verknüpfung von Rinnensenken und Drumlin- hügeln. Solche Tatsachen scheinen mir mit Bestimmtheit auf eine gleichzeitige und einheitliche Entstehung beider Formen hinzuweisen, d. h. dafür zu sprechen, daß die Drumlins keine Aufschüttungs-, sondern Skulpturformen sind. Was das letztgenannte Drumlingebiet auf Seeland angeht, so mag es auffallen, daß die Hügelwellen (und Seen) dort in ganz anderer Richtung streichen als hier in Djursland, nämlich südost— nordwestlich. Diese auffallende Inkonformität wird erklärt durch den neuerlich von HARDER°) ausführlich be- schriebenen ostjütischen Endmoränenzug, welcher vom südöst- lichsten Teile der Grenaa-Halbinsel in mehreren Bögen bis zum Veile-Fjord zieht und eine erhebliche Veränderung der Konfiguration des Eisrandes nach dem Rückzuge von der Hauptendmoränenlinie Jütlands (äußerer baltischer Endmoränen- zug) anzeigt. Wenngleich die Hügellandschaft am Kolind-Sunde auf Djurs- land nicht gerade zu den typischsten Drumlingebieten gehört, so enthält sie doch eine ganze Reihe schöner Rücken von schild- bis gewölbtschildförmigem, fast ideal ungebrochenem Profil. Die langen, glatten, linsenförmigen Hügel sind so außerordentlich sanft in den Formen, daß sie keine Ähnlichkeit etwa mit den Erhebungen der typischen Moränenlandschaft bieten. Dazu stellt der ganze Komplex eine ziemlich geschlossene Land- schaft dar, die sich scharf von dem umliegenden Plateau- gelände mit aufgesetzten unregelmäßigen Hügeln unterscheidet. Ferner endlich die Parallelität der Rücken mit dem Kolind- Sunde und der abgeleiteten Stromrichtung des Inlandeises läßt die Formen unmöglich anders denn als Drumlinlandschaft beurteilen. ı) Emın WERTH: Eine Drumlinlandschaft und Rinnenseen süd- östlich von Posen. Diese Zeitschr. 61, 1909, Monatsber., Nr. 6. 2) EmıL WERTH: Studien zur glazialen Bodengestaltung in den skandinavischen Ländern. Zeitschr. Ges. f. Erdkunde Berlin 1907. 3) PAUL HARDER: En östjydsk Israndslinje og den Indflydelse paa Vandlöbene. Danmarks geologiske Undersögelse, 2. Reihe, Nr. 19, 1908. Kopenhagen 1908. — NZ — Neueingänge der Bibliothek. Apam, J. W.H.: Die Grundlage der Petrographie, mit einem Anhang über Erzlagerstättenlehre. Im Selbstverlage des Verfassers. Freiberg i. Sa. 1909. BäÄrrtrins, R.: Die ‚Stratigraphie des Untersenons im Becken von Münster in der Übergangszone aus mergeliger zu sandiger Facies. S.-A. aus: Monatsber. d. Deutsch. Geol. Ges. 61, 8/10, 1909. Berlin 1909. BROUWER, H..A.: Sur certaines lujaurites du Pilandsberg (Transvaal). Comptes rendus des Seances de L’Academie des Seiences. Paris 1909. — Sur une syenite nephelinique & sodalite du Transwaal. _Comptes rendus des Seances de L’Academie des Sciences. Paris 1909. — On micaleusite basalt from Eastern Borneo. S.-A. aus: Proceedings Koninklijike Akademie van Wetenschappen te Amsterdam 1909. JOHNSON, J. 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S.-A. aus: American Journal of Science, XXIX, 1910. Washington 1910. Zu Seite 372—375. G. HOFFMANN gez. Fig. 1-2. Nummulites intermedius D’ARCH. Fig. 3—5. Lepidocyclina formosa SCHLUMBERGER. 378, Zu Seite .377 B “ a KR SRH ” erkinın Monatsberichte d, Deutsch. Geol. Gesellschaft. G. HOFFMANN gez. IgI NOV. SPEC. Fig. 1-3. Schizaster Uhl ig 4—5. Plesianthus Böhmi nov. spec. Rheinlands. Monatsberichte der Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr. 5/6. 1910. Protokoll der Sitzung vom 4. Mai 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und erteilt dem Schrift- führer das Wort zur Verlesung des Protokolles der letzten Sitzung; das Protokoll wird verlesen und genehmigt. Nach der Vorlegung der eingegangenen Schriften durch den Vorsitzenden nimmt Herr WUNSTORF das Wort. Herr WUNSTORF sprach zur Tektonik des nördlichen Die Tiefbohraufschlüsse der letzten Jahrzehnte und die ö geologische Spezialaufnahme haben uns gezeigt, daß das Rhein- | Maas-Gebiet, das uns als ein ausgedehntes Tiefland entgegen- tritt und morphologisch in scharfem Gegensatz steht zu den einschließenden Gebirgsländern, in tektonischer Hinsicht kein einheitliches Gebiet darstellt, sondern durch beträchtliche Ver- werfungen in eine Reihe von Horsten und Gräben zerlegt wird, die nicht nur in dem Aufbau des tieferen Untergrundes hervor- treten, sondern auch zum Teil in der heutigen Öberflächen- gestaltung zu erkennen sind. Unter den Verwerfungen treten solche mit südost-nordwestlichem Streichen besonders her- vor; es sind dieses die großen Querbrüche, zu denen der Feld- biß und die Sandgewand des Aachener Steinkohlengebietes”—; gehören. Zu ihnen treten noch OÖst-West-Brüche, denenN 5 N eine hervorragende Rolle besonders in dem mittleren Teil er E me niederrheinischen Bucht, in dem Gebiet von Brkelen und- EL | Grevenbroich, zufällt. “ Gb, Auf das Vorherrschen der Verwerfungslinien des einen oder des anderen Systems gründet sich die tektonische Gliede- rung des Niederrheingebiets. Wir können in ihm ein nörd- 28 _— 414 — liches und ein südliches Gebiet unterscheiden, die aus südost- nordwestlich streichenden Gräben und Horsten zusammengesetzt werden, und ein mittleres, in dem ost-westlich verlaufende Bruch- linien überwiegen. Zu dem Gebiet des nördlichen Niederrheins gehören der Horst von Brüggen, der den größten Teil des Steinkohlen- gebiets von Errkelenz-Brüggen umfaßt, der Horst von Viersen, der in dem Öberflächenbild scharf hervortritt und als schmaler Rücken in südost-nordwestlicher bis süd-nördlicher Richtung von Viersen bis über Herongen hinaus verläuft, und schließlich derjenige von Geldern-Crefeld, der wieder durch zahlreiche Steinkohlenbohrungen bekannt geworden ist. Von den Gräben ist der Rurtalgraben durch Tiefbohrungen bis zu beträchtlichen Teufen aufgeschlossen; er ist ein Senkungsgebiet, in dem jüngeres Tertiär in bedeutender Mächtigkeit zur Ablagerung gekommen ist. Der Graben von Venlo trennt die Horste von Brüggen und Viersen, und wahrscheinlich entspricht auch das Tal der Niers östlich des letzteren einer Grabeneinsenkung. An den Horst von Geldern-Crefeld schließt sich der nördliche Rhein- talgraben, in dem das flözführende Carbon nach Süden bis Hohenbudberg vorspringt und außerdem die Zechsteinformation mit mächtigen Salzen sowie die Triasformation auftritt. Die Horste von Brüggen und Viersen setzen sich über die Maas-Linie hinaus fort. An den ersteren schließt sich der Peel-Horst, auf dem der holländische Staat ein Steinkohlen- ' gebiet erschlossen hat, und dem letzteren entspricht ein neuer Horst, der in jüngster Zeit im nördlichen Teil der holländischen Provinz Limburg nachgewiesen ist. Das nördliche Niederrheingebiet wird, bis auf seinen west- lichsten Teil, nach Süden abgeschlossen durch die ost-westlich streichenden Schollen der Gegend von Erkelenz-Grevenbroich. Eine nördlich von Erkelenz und eine zweite etwa über Broich- Bedburg verlaufende Linie schließen diesen mittleren Teil des Niederrheingebiets ein. Nach Westen wird er begrenzt durch den Rurtalgraben, der anscheinend ununterbrochen aus dem nördlichen in den südlichen Teil des Niederrheingebiets über- tritt, und im Osten scheint er an dem eigentlichen Rheintal abzusetzen. Der Aufbau der Gegend von Erkelenz-Greven- broich ist in den letzten Jahren durch zahlreiche Braunkohlen- bohrungen geklärt worden. Nach Süden folgt wieder ein Gebiet, das in seiner Struktur große Übereinstimmung mit dem nördlichen Nieder- rheingebiet zeigt. Es umschließt den Horst des Vorgebirges, dessen tektonische Bedeutung durch FLIEGEL erkannt wurde, RN den Erfttal- und Rurtalgraben, sowie die Aachener Schollen, deren westlichste Horstcharakter besitzen. Das Erfttal wird von dem Rurtal durch ein Gebiet getrennt, dessen Aufbau wenig bekannt ist, und das nach den Verhältnissen der Ober- fläche eine nach Osten geneigte und nur wenig zerstückelte Scholle zu sein scheint. Aus der Anordnung und der Ausbildung der tektonischen Glieder des südlichen und des nördlichen Niederrheingebiets ergibt sich die Folgerung, daß die O— W-Verwerfungen jünger sind als diejenigen des SO—NW-Systems, und daß die Aus- bildung der Schollen von Erkelenz-Grevenbroich die Unter- brechung einer vorhandenen Gliederung nach dem SO—NW- System bedeutet. Diese Annahme findet ihre Bestätigung in der geologischen Geschichte des Niederrheingebietes. Das Steinkohlengebirge im Liegenden der Zechsteinformation zeigt bereits eine Gliede- rung, die nur durch den Einfluß von SO—NW streichenden Verwerfungen zu erklären ist, während eine Einwirkung der O—W-Linien erst in der Ablagerung der Braunkohlenformation hervortritt. Den Linien des ersten Systems kommt somit ein sehr hohes, mindestens jungearbonisches Alter zu, wäh- rend diejenigen des zweiten wahrscheinlich nicht älter als tertiär sind. Wenn wir im Anschluß an diese Ausführungen die tektoni- sche Geschichte des Niederrheingebietes überhaupt betrachten, wie sie sich aus den Profilen der Tiefbohrungen ergibt, so fällt vor allem ins Auge, daß dasselbe außer von der bereits angedeuteten Zechsteintransgression noch von mehreren Trans- gressionen von einschneidender Bedeutung als Folge voran- gehender, lebhafter Schollenbewegungen betroffen wurde. Es sind zu nennen die Transgressionen des mittleren Buntsandsteins, der oberen Kreide und des mittleren Oligocäns. Inwieweit die für die östlichen Nachbargebiete so wichtigen, jungjurassischen Bodenbewegungen unser Gebiet betroffen haben, läßt sich nicht beurteilen, da dessen Schichtenfolge, soweit sie bis jetzt bekannt ist, eine Schichtenlücke enthält, welche den Jura bis auf seine untersten Partien und die untere Kreide umfaßt. Nach der mitteloligocänen Transgression treten. Boden- bewegungen von besonderer Intensität noch einmal zur jüngeren Miocänzeit auf, in der sich das Einsenkungsgebiet der nieder- rheinischen Bucht in seiner heutigen Gestaltung im wesent- lichen herausbildete. Mit den auf die genannten Bewegungsperioden entfallenden Schollenverschiebungen ist aber die Reihe der Krustenbewegungen, 28 —_ Ho — die wir für unser Gebiet nachweisen können, nicht erschöpft. Es könnte noch eine ganze Anzahl genannt werden von ge- ringerer Bedeutung. Man kann sogar sagen, daß unser Gebiet, soweit wir seine Geschichte kennen, wohl nie völlig zur Ruhe sekommen ist. Es liegt deshalb nichts besonders Auffallendes in der Tatsache, daß auch zur Diluvialzeit noch Schollen- verschiebungen stattfanden, und daß selbst die Jetztzeit nicht frei davon ist, wie sich aus der Häufigkeit der Erdbeben in dem Gebiet von Aachen und Herzogenrath, deren Zusammen- hang mit den großen Querverwerfungen nachgewiesen ist, ergibt. Sodann spricht Herr P. G. KRAUSE über unzweifel- haft vom Menschen bearbeitete Quarzitscherben mit Eolithen-Charakter vom Löß bei Allrath. Zur Diskussion spricht Herr BLANCKENHORN. Darauf wird die Sitzung geschlossen. No W. 0. BLANCKENHORN. RAUFF. STREMME. Protokoll der Sitzung vom 1. Juni 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und erteilt dem Schriftführer das Wort zur Verlesung des Protokolls der letzten Sitzung; das Protokoll wird verlesen und genehmigt. ° Der Vorsitzende legt die eingegangenen Druckschriften vor und erteilt Herrn KEILHACK das Wort zu seinem Vor- trage über Bohrmuschellöcher. Sodann spricht Herr BLANCKENHORN über Bohr- muschellöcher im Pliocän Agyptens. An der Diskussion beteiligen sich die Herren KEILHACK, BIEREYE, BLANCKENHORN und der Vorsitzende. Herr A. FLEISCHER spricht über das Thema Beiträge zur Frage der Ausdehnung des Magmas beim langsamen Erstarren. Seit längerer Zeit haben verschiedene Beobachtungen her- vorragender Geologen wie NAUMANN, RICHTIIOFEN, BRANCA, FRAAS sich zu der Annahme genötigt gesehen, daß das flüssige Erdinnere — das Magma — beim langsamen Erstarren sich ausdehnen müsse. Es haben sich BISCHOF, BARUS, DÖLTER damit befaßt, diese Annahme experimentell dadurch zu prüfen, daß sie teils Basalt, teils Diabas geschmolzen haben und natürlich, als Folge der darin enthaltenen Gase, nur eine großenteils blasige und glasige Masse erzielten. Auf diesem Wege konnte natürlich nichts bewiesen werden. Es war ein solcher Beweis nur dadurch zu erzielen, daß das betreffende Gestein zunächst von den darin enthaltenenen Gasen durch 5maliges wiederholtes Schmelzen vollständig befreit wurde. Es wurde zu diesem Zweck das Gestein nach jeder Schmelze in Stücke von ca. 12 ccm zer- schlagen. Es konnte dann nach dem Erkalten festgestellt werden, daß ein Ni cm unter der Oberfläche der erstarrten Masse ent- nommenes Stück Basalt ein spezifisches Gewicht von 3,054 zeigte, während ein 11 cm tiefer entnommenes Sfück — also langsamer erstarrt — ein spezifisches Gewicht von 2,972 zeigte, und somit eine Differenz von rund 2,7 Proz. nachgewiesen war. Ich habe dieses Resultat in dieser Zeitschr., Bd. 59, Jahrg. 1907, Monatsber. 4, veröffentlicht und dabei ausdrück- lich betont: „daß die Ausdehnung der Schmelze beim Erstarren den „unteren von der Schmelze bedeckten Teil des Tiegels „vollständig zersprengt hatte, während der darüber be- „findliche Teil als vollständiger Ring abgesprengt war.“ DÖLTER hat diese meine Arbeit unter Angabe meines Namens mit SCHREIBER anstatt FLEISCHER in dieser Zeitschr., Bd. 59, Jahrg. 1907, Monatsber. 8/9, S. 277, kritisiert und an Eeciben alles getadelt und für wertlos ee gnsepen am Schluß durchaus richtig bemerkt: „Wenn die Ansicht von der Ausdehnung der „Silikatschmelzen beim Erstarren richtig wäre, so war „zu erwarten, daß der Tiegel gesprengt würde.“ Da dies, wie oben mitgeteilt, geschehen, hat DÖLTER — allerdings gegen seine Absicht — anerkannt, daß eine Aus- a dehnung der Schmelze beim Erstarren tatsächlich erfolgt ist. Es wäre damit diese Angelegenheit vollständig erledigt gewesen, wenn nicht V. WOLFF sich veranlaßt gefühlt hätte, aus dieser Zeitschr., Bd. 59, 1907, Monatsber. 8/9, S. 217, zu behaupten, daß DÖLTER nachgewiesen habe, „es sei eine Ausdehnung des Magmas beim lang- „samen Erstarren nicht erfolgt“. Ich kann auch nicht unerörtert lassen, daß v. WOLFF be- hauptet, es könnten Basalt und Diabas fast frei von Wasser- dampf und Gasen sein. Ich kann diesem Forscher nur emp- fehlen, versuchsweise die erwähnten Silikate zu schmelzen, und zwar in größeren Tiegeln — nicht wie BARUS in einem Tonrohr — und er wird sich sehr bald überzeugen, daß beim Schmelz- punkt eine sehr beträchtliche Blasenbildung an die Oberfläche tritt, so daß diese wie eine Bienenwabe aussieht. Schnitt durch eine bei der Nickelverhüttung fallende Schlacke. Zur Rechtfertigung seiner Behauptung, daß Silikate im Moment der Krystallisation eine Kontraktion erleiden, be- zieht sich V. WOLFF auf STÜBEL, welcher 1901 sich zu einer derartigen Ansicht bekannt haben soll. Bei größter Hochachtung vor STÜBELs Leistungen als Vulkanforscher muß ich doch konstatieren, daß die Beweise, welche STÜBEL früher für die Ausdehnung des Magmas beim Erstarren angegeben hat, keineswegs beweiskräftig sind. Ob — 4197 — die neue Beweisführung für das Gegenteil seiner früheren Be- hauptungen besser begründet ist, konnte ich nicht erfahren. Dagegen führte mir der Zufall vor einiger Zeit eine bei der Nickelverhüttung fallende Schlacke zu, welche die Aus- dehnung magmatischer Stoffe beim Erstarren zweifellos be- weist. In nebenstehender Skizze dieses Schlackenstücks sind die mit — bezeichneten Flächen mit kleinen Krystallen be- deckt, die darüber befindlichen mit —+ bezeichneten dagegen ganz glatt — wie poliert — und sehen so aus, als ob durch die Ausdehnung der noch weichen Zwischenwandungen beim Erstarren auf die Flächen + ein Gasdruck ent- standen wäre, welcher die bereits gebildeten, noch weichen Krystalle auf den Flächen + umgelegt und plattgedrückt hat. Schließlich bemerke ich, daß ich mit großer Mühe und erheblichen Kosten die Ausdehnung beim Erstarren auch für Trachyt, Syenit, Hornblende und Orthoklas durch 4- bis 6 maliges Schmelzen zu beweisen versuchte. Ich habe indes nicht wie beim Basalt ein steiniges — sondern nur ein glasiges Silikat erzielt, und zwar wahrscheinlich deshalb, weil ich nicht in der Lage war, das Schmelzen ununterbrochen mehrere Tage und Nächte fortzusetzen. Die spezifischen Gewichte ergaben bei Hornblende geschmölzene 2... .2.. 0... 3,062 ungeschmolzen . . . . . 3,209 Ausdehnung 2... 2.2.2... 4,46 Proz. Syenit geschmolzen =... ....... 2,817 ungeschmolzene® 0... 2,985 Ausdehnung... u... 2... 5,6 Proz. Trachyt Veschmolzense 2.7. 2.2.02. 2,395 ungeschmelzen .-. .. ......2,969 Ausdehnung... ..... 16,8, Broz- Orthoklas geschmovens. 2 2.20... 2,332 ungeschmolzen - . .. ... 2,56 Ausdehnung 2... 2. 8,9 Proz. Mit Ausnahme des Orthoklas erschienen sämtliche 5 Silikate im auffallenden Licht pechschwarz. Zum Schluß möchte ich noch bemerken, daß die amorph erstarrenden Laven vielleicht in gleicher Weise wie die steinig erstarrenden vulkanische Ausbrüche veranlassen können. Zur Diskussion nehmen das Wort Herr BIEREYE, der Vortragende, Herr SCHEIBE, der Vorsitzende und Herr Bk- LOWSKY. Zum Schluß legt Herr BLANCKENHORN einige Typen des Flenusien und Robenhausien vor. An der Diskussion beteiligen sich die Herren RAUFF, STREMME und der Vortragende. Darauf wird die Sitzung geschlossen. IVz- W. 0. BELOWSKY. RAUFF. ° STREMME. | HN N ES | Briefliche Mitteilungen. % 32. Uber Graphitgneise aus dem Hinterlande von Lindi in Deutsch-Ostafrika. Von Herrn ©. STUTZER. Freiberg i. Sa., den 21. April 1910. Graphitgneise sind in Deutsch-Östafrika schon seit langem an verschiedenen Stellen festgestellt. So im Ulugurugebirge, wo Graphit in einer langen, N—S streichenden Zone als Gemengteil im Gneis vorkommt, zurzeit aber nicht abbau- würdig ist; ferner am Kissitwi-Berge bei Mamboya unweit Kilossa, im Mahenge-Bezirk, in Handei (Ngambo) und seit kurzem auch im Hinterland von Lindi, ganz im Süden der Kolonie. Von allen diesen Graphitvorkommen weiß man geologisch sehr wenig. Es ist eigentlich nur bekannt, daß sie im Gneis auftreten. Sonstige Einzelheiten sind in der Literatur!) nicht angeführt. Es dürfte daher vielleicht angebracht sein, kurz den mikroskopischen Befund mitzuteilen, den eine Untersuchung derartiger Graphitgneise ergab. Die uns zu diesen Untersuchungen vorliegenden Stücke stammen aus dem zuletzt genannten Gebiete, aus dem Hinter- lande von Lindi (Konzession VOHSEN). Sie sind von Herrn Bergingenieur TARTAKOWSKY während seines dortigen Auf- enthaltes (bis 1909) an Ort und Stelle gesammelt. Nach seiner Rückkehr hat sie dann Herr TARTAKOWSKY nebst vielen anderen Gesteinen dem Geologischen Institute der hiesigen Kgl. Bergakademie in dankenswerter Weise überwiesen. ) E. STROMER: Die Geologie der deutschen Schutzgebiete in Afrika. S. 13. München 1896. — BORNHARDT: Diese Zeitschr. 1898, S. 62; Zeitschr. f. prakt. Geol. 1903, S. 197. — TornAu: Diese Monatsber. 1907, S. 70. — SCHMEISSER: Die nutzbaren Bodenschätze und die Ent- wicklung des Bergbaues in den deutschen Schutzgebieten. 8.23 u. 25. Breslau 1908. 2.9 Die einen dieser Stücke stammen vom Flusse Mwiti. Sie charakterisieren sich durch ihr Aussehen als typische Graphitgneise. Nach Angabe des Sammlers sind sie Gneisen und Hornblendeschiefern zwischengeschaltet. Makroskopisch gleichen sie einem mittelkörnigen, typischen Normalgneise, dessen Glimmer durch Graphit ersetzt ist. Von Mineral- gemengteilen sind mit bloßem Auge zu erkennen: Quarz, Feld- spat (meist zersetzt) und Graphit; mit der Lupe außerdem noch Epidot. — Eine kleine linsenförmige, aplitische Ein- lagerung in einem der Handstücke ist graphitfrei. Der Graphit dieses Gneises hat einen schönen, dunkel- stahlgrauen Glanz. Mit konzentrierter Salpetersäure erwärmt und auf Platinblech geglüht, gab er keine Aufblähungserschei- nungen. Er gehört demnach im Sinne Luzıs zum Graphitit. Auffallend sind auf den verhältnismäßig großschuppigen Graphit- tafeln die überaus zahlreichen triangulären Streifen, die von SJÖGREN!) an Graphiten anderer Fundpunkte als Zwillings- bildung erklärt wurden. Die kleinen, scharfkantigen Rücken, welche diese Streifung erzeugen, heben sich reliefartig unter der Lupe hervor. Die mikroskopische Untersuchung dieses Graphit- Sneises zeigte folgendes: Von Mineralien erkennt man, geordnet nach der Menge ihres Auftretens: Quarz, Feldspat, Graphit, Glimmer, Epidot, Rutil. Der Feldspat ist zum größten Teile Orthoklas, aber auch zwillinggestreifter Plagioklas, mit stärkerer Lichtbrechung als Kanadabalsam. Vom Rande und von Rissen aus ist der Feldspat etwas kaolinisiert. Glimmer (Biotit) ist verhältnismäßig recht wenig vorhanden. Er ist meist in eine erdige, milchig aussehende Masse zersetzt und mit Graphit öfters parallel verwachsen. Epidot liegt in unregelmäßig be- grenzten, zeisiggelben Körnern im Schliffe zerstreut umher. Rutil ist spärlich. Der Graphit ist in langen Leisten (Durchschnitten ven Tafeln) im Quarz und im Feldspat eingeschlossen, ebenso wie sonst in normalen Gneisen der Glimmer. Die Ränder des Graphites sind im Dünnschliff in der für Graphit charakte- ristischen Weise verschmiert. | Von den Negern wird der Graphit dieses Vorkommens im kleinen durch Wasser aufbereitet und in der Form von Kugeln in den Negerhandel gebracht. Ein derartiges mir vor- liegendes Stück läßt mit der Lupe ein körniges Gemisch von ı) Öfv. Ak. Förh. 1884, 4, 29. Nach Hınrze: Handbuch der Mineralogie. a Graphit, Quarz, Feldspat und Rutil erkennen. Diese sehr schlecht aufbereiteten Graphite werden von den Negern zum Schwärzen von Gegenständen benutzt. — Die anderen mir vorliegenden Stücke stammen vom linken Ufer des Flusses Miessi, nicht allzu weit entfernt von dem eben besprochenen Vorkommen am Flusse Mwiti. Der Graphit- gneis soll nach Angabe von TARTAKOWSKY hier 12 m mächtig sein. Er wird nach Angaben desselben Herrn von Gneisen und groben Pegmatiten begrenzt. Makroskopisch ähnelt dieser Graphitgneis im Hand- stück vollkommen dem eben beschriebenen Gneise vom Flusse Mwiti, nur scheint er mehr Feldspat zu besitzen; auch sieht man an einzelnen Stellen Anhäufungen von einem makro- skopisch nicht näher zu bestimmenden rotbraunen Mineral. Der Graphit erscheint wieder in kleinen, stahlgrauen Tafeln, aber nicht mehr ganz so grobblätterig wie in dem Stück vom Flusse Mwiti. Unter dem Mikroskop erblickt man einen feinen Wechsel trüber, erdiger Partien (anscheinend erdigen Kaolin) und ganz frischer Quarz-Feldspataggregate. Diese einzelnen Lagen wechseln in dünnen Schichten miteinander ab. Die ganze Struktur er- weckt den Anschein, als seien die frischen Quarz-Feldspat- aggregate erst später zwischen die anderen Lagen injiziert worden. Der Menge nach verteilen sich die einzelnen Mineralien im Schliffe etwa in folgender Weise: 1. kaolinartige, erdige Substanzen, 2. Quarz und ganz frischer Feldspat zu ungefähr gleichen Teilen, 3. Graphit, 4. Epidot, 5. Turmalin, 6. Rutil. — Der Graphit dieser Gemengteile ist in langen, randlich etwas verschmierten Leisten (Querschnitten von Tafeln) im Schliff entwickelt. Durch eine parallele Anordnung dieser Leisten kommt vor allem die Schieferung des Gesteines zum Ausdruck. Der Graphit findet sich größtenteils in den kaolin- artig erdigen Partien, teilweise aber auch eingeschlossen im frischen Feldspat, Quarz, Turmalin und anderen Gemengteilen. — Der Turmalin zeigt einen gelblichweißen—orangebraunen Pleochroismus. Er tritt in lappigen, größeren Individuen, bis- weilen auch in schönen sechsseitigen Querschnitten auf. Er hat dieselbe Farbe und denselben Pleochroismus wie der früher von R. BECK!) beschriebene braune Turmalin in der Mittel- grube von Modum in Norwegen. Der in unseren Schliffen vorkommende Epidot (Pistazit) ist charakterisiert durch seine !) Siehe R. Beck: Lehre von den Erzlagerstätten. III. Auflage, ed. II, Ss. 11T. Berlin 1909. — a bekannte zeisiggelbe Farbe. Er bildet innerhalb der kaolin- artigen Substanz netzähnliche Gebilde und kleine Trümer. Rutil ist wenig vorhanden. — Ein anderes graphitführendes Gestein vom Flusse Miessi muß im Handstück als Graphitquarzit bezeichnet werden. Es soll nach Angabe des Überbringers weiter entfernt vom Kontakt mit den groben Pegmatiten anstehen. Makroskopisch erkennt man in dem Stücke Quarz und Graphit, dem in ge- ringer Menge Feldspat beigemengt ist. Der Graphit zeigt wieder sehr schön die schon früher beschriebene trianguläre Streifung. Der Dünnschliff zeigt in der Reihenfolge der Häufigkeit: 1. Quarz, bei weitem vorherrschend; 2. Graphit in langen Leisten; 3. Feldspat, meist kaolinisiert; 4. Glimmer, ver- schwindend wenig; 5. Apatit und Turmalin. — Der Graphit ist in langen Leisten in allen anderen Mineralien eingeschlossen. Außerdem liegen uns noch in kleinen Brocken reinere Graphitstücke aus der Gegend von Massassi vor, die von Negern dort gesammelt sind. Näheres über diese ist nicht bekannt. — Über die Genesis dieser Graphitlagerstätten läßt sich auf Grund der vorliegenden Untersuchung nur folgendes sagen: Der Kohlenstoffgehalt dieser Graphite muß bei Bildung der Gneise schon vorhanden gewesen sein; denn die Graphittafeln sind zum großen Teile in frischem Feldspat, in Quarz, Turmalin und anderen Mineralien eingebettet. Der Graphit ist also nicht nach diesen Mineralien, sondern spätestens und wahr- scheinlich mit diesen Mineralien gleichzeitig entstanden. Es hängt demnach hier gerade so wie im bayerischen Walde die Entstehung des Graphites eng zusammen mit der Entstehung der sie einschließenden Gneise. An die Möglichkeit eines Ab- satzes postvulkanischer Gase (vorwiegend Kohlenoxydgase) innerhalb schon vorliegender Gneise (wie es WEINSCHENK für Passau annehmen will) kann hier ebensowenig wie bei den Vorkommen im bayerischen Walde gedacht werden!). Die Gneise selbst dürften am besten als Injektionsgneise bezeichnet werden, d. h. als sedimentäre Gneise, in welche eruptives Material injiziert wurde. Es sprechen hierfür die abwechselnden dünnen Lagen zwischen kaolinisierten Partien und frischen Quarz-Feldspataggregaten im Graphitgneis vom Flusse Miessi, ferner die aplitische, graphitfreie Partie im !) Siehe O. STUTZER: Über Graphitlagerstätten. Zeitschr. f. prakt. Geol. 1910, S. 10f. a Graphitgneis vom Flusse Mwiti und schließlich das Auftreten des Turmalins, der seinerseits als jüngere Bildung Graphit einschließt. Der Kohlenstoffgehalt des Graphites war vor der Krystallisation (bzw. Einwanderung) der Quarz-Feldspataggregate und des Turmalins auf Grund der heutigen Struktur des Ge- steines jedenfalls schon vorhanden. Es liegt nahe, ihn bei Annahme der eben vorgetragenen Deutung des Gneises als einen Bestandteil des sedimentären Anteils dieses Gesteines zu betrachten. Seine ursprüngliche Herkunft ist durch diese Annahme natürlich immer noch nicht geklärt; jedoch liegt es hierbei näher, ihn als eine ursprünglich organische als an- organische Bildung anzusprechen. 33. Das Glazialdiluvium und die Plänerschotter des Leinetals. (Eine Erwiderung an Herrn v. KoEneEn.) Von Herrn O0. GRUPE. Zurzeit Polle a. Weser, den 7. Mai 1910. In einer Notiz „Über die Plänerschotter und das Diluvium des Leinetals“ (Diese Zeitschrift, Bd. 62, 1910, Monatsber. Nr. 2) wendet sich Herr v. KOENEN gegen meine Auffassung über die zweimalige Vereisung des Leinetals in der Gegend von Elze und Alfeld, die ich in einem vor der Deutschen Geologischen Gesellschaft im Dezember vorigen Jahres gehaltenen Vortrage „Zur Frage der Terrassenbildungen im mittleren Flußgebiete der Weser und Leine und ihrer Altersbeziehungen zu den Fiszeiten“ (Monatsber. 1909, Nr. 12) näher er- örtert habe. Herr v. KOENEN greift zu diesem Zwecke aus meinen diesbezüglichen Ausführungen einen einzigen, dem Leser dadurch. nicht verständlich erscheinenden Satz heraus, nämlich den, „daß die die Leineterrasse bedeckende Grundmoräne (nicht die Terrasse selbst, wie Herr v. KOENEN irrtümlich schreibt!) ihre Existenz einer zweiten, jüngeren Vereisung verdankt, ist I) Das an der fraglichen Stelle meines Aufsatzes gebrauchte Wort „sie“ bezieht sich doch auf das Subjekt des vorhergehenden Satzes „Grundmoräne“, 46 — aus den Lagerungsverhältnissen im Leinetal vielleicht nicht ohne weiteres ersichtlich“, und erklärt daraufhin meine Ansicht über die zweimalige Vereisung für vorläufig unbegründet, ohne auf meine weitere Beweisführung irgendwie einzugehen. Dazu gestatte ich mir nochmals folgendes zu bemerken: Nach der v. KOENEnschen bzw. MÜLLERschen Darstellung auf Blatt Alfeld ist die neben sonstigen Leinetalgeröllen haupt- sächlich Plänerschotter, zuweilen auch umgelagertes nordisches Material führende und über die Alluvionen sich ca. 15 m hoch erhebende „jungdiluviale“ Leineterrasse jünger als die an den höheren Hängen in bedeutender Mächtigkeit aufgeschütteten nordischen Sande und Kiese und wird ihrerseits wieder großen- teils von einer Grundmoräne überdeckt!), die zurzeit besonders schön in der Kiesgrube der Leineterrasse an der Straße westlich Alfeld aufgeschlossen ist. Die Leineterrasse steht also zeitlich zwischen den nordischen Kiesen und der Grundmoräne, ist also mindestens interstadial, während ihre interglaziale Stellung aus den Lagerungsverhältnissen des Leinetals nicht direkt hervorgeht, wenngleich es allerdings schon von vornherein nicht sehr wahrscheinlich ist, daß die Aufschüttung der Fluß- terrasse und die ihr vorausgehende bedeutende Erosion der älteren nordischen Kiese sich während einer Oszillation des Inlandeises vollzogen haben; und dies hat der von Herrn v. KOENEN zitierte Satz mit zum Ausdruck bringen sollen. Ich habe aber gleich darauf weiter ausgeführt, daß dieselbe Terrasse im Haupttal der Weser, die dort ebenfalls am Rande des Alluviums in ent- sprechender Höhenlage und Mächtigkeit auftritt, mithin doch wohl in derselben Akkumulationsperiode entstanden ist, in ihrem unteren Teile bei Hameln eine artenreiche Säugetierfauna vom Rixdorfer Typus geliefert hat und bei Höxter das bekannte Torf- lager der Zeche „Nachtigall“ einschließt, das bereits von KOKEN auf Grund seiner Fauna und Flora als interglazial erkannt worden ist. Daraus habe ich dann den weiteren Schluß gezogen, daß auch die Weser- und Leineterrasse in ihrem unteren Teile inter- glazial sind, während ihre oberen Schichten unter dem Ein- fluß des im Norden von neuem vordringenden Inlandeises ein- gewanderte arktische Schneckenarten (nach MENZELs Be- stimmungen) führen und schließlich im Leinetal von Grund- moräne überkleidet werden, die den südlichsten Vorstoß dieser zweiten, jüngeren Vereisung bezeichnet. An einigen Stellen !) Wohl durch ein Versehen steht in der Farbenerklärnng des Blattes Alfeld die Grundmoräne an erster Stelle unter den Diluvial- bildungen. u schieben sich auch Bändertone und Feinsande als Stauprodukte zwischen Flußschotter und Grundmoräne, so z. B. in der er- wähnten Kiesgrube westlich Alfeld. Ich kann also danach nur annehmen, daß die glazialen Ablagerungen des mittleren Leinegebietes zwei selb- ständigen Vereisungen angehören, und zwar dürfte es sich, wie ich a. a. O. näher dargelegt habe, von den drei Vereisungen, die wir jetzt für Norddeutschland annehmen, wahrscheinlich um die erste und zweite handeln. Nun noch einige Bemerkungen zu V. KOENENs „vor- oder frühglazialen Plänerschottern“. Wie bereits erwähnt, wird die Leineterrasse in der Gegend von Elze und Alfeld vorzugsweise von Plänerschottern gebildet. Es ist naturgemäß, daß das Plänermaterial nach dem Plänergebirge zu, aus dem es stammt, immer mehr an Menge zunimmt und in den Nebentälern und Nebentälchen des Gebirges die Terrasse allein zusammensetzt, die zuletzt unter allmählichem Verlust ihrer Schichtungsstruktur in regelrechte Schuttströme ausläuft. Diese letzteren reinen „Plänerschotter“ oder „Plänerschutt“ v. KOENENSs sind also m. E. nichts weiter als die Anfänge der Leineterrasse in den Nebentälern dieses Gebietes. Herr V. KOENEN trennt aber diese seine Plänerschotter nicht nur petrographisch, was ja berechtigt ist, sondern auch zeitlich und genetisch von der Leineterrasse und hält sie für älter. Er nimmt also zwei Aufschüttungen von Plänerschottern an: eıne ältere (vor- oder frühglaziale), die nur beschränkt blieb auf die Nebentäler und die Randzone des Plänergebirges, und eine jüngere (jungdiluviale), die sich nur im Haupttal vollzog, trotzdem beide dasselbe Ursprungsgebiet haben, trotzdem beide die gleiche relative Höhenlage einnehmen und trotzdem beide in gleicher Weise, wenn auch infolge nachträglicher Zerstörung nicht überall, von Grundmoräne überdeckt werden. Diese Auffassung ist mir nicht verständlich. Ich kann nicht einsehen, daß die beiderseits am Rande der Talaue als gleich hohe Terrasse entwickelten Schotter auf der linken Tal- seite — so westlich Gronau und Alfeld — jungdiluvial, auf der rechten Talseite — so östlich Gronau und bei Eimsen und Wettensen — präglazial oder frühglazial sein sollen. Für mich ist dies eine einheitliche Ablagerung, die durch die nachträgliche Flußerosion in zwei Teile getrennt worden ist. An den beiden letztgenannten Orten sind es nicht einmal mehr ausschließlich Plänerschotter, soweit sie sich am Rande des Leinetals hinziehen, sondern enthalten bereits beigemengt andere Leinetalgerölle, bezeichnen also bereits die beginnende Leine- — a3 terrasse, die dann in ein und demselben Zuge in die angrenzenden Nebentälchen des Plänergebirges hineingeht und zu einer Terrasse reiner Plänerschotter wird. Natürlich liegen diese reinen Plänerschotter in den Nebentälern höher als die Leinetalschotter, aber doch nur im absoluten Sinne entsprechend der höheren Lage der Nebentäler, in denen sie abgelagert worden sind; relativ aber liegen sie genau so hoch über den zugehörigen Nebenbächen wie die Leineschotter über der Leine. Es vermindert sich ja auch das Niveau der Oberfläche der Terrasse im Leine- tal selbst von Süden nach Norden gemäß dem Gefälle des Flusses, und daß die Zunahme der Höhenlage der reinen Pläner- schotter beträchtlicher ist als im Haupttal, entspricht eben dem stärkeren Gefälle der Nebentäler. Auch an höher gelegenen Hängen treten Plänerschuttmassen auf, so oberhalb Rheden, aber auch sie entwickeln sich nach unten hin in ununterbrochenem Zuge zu der regelrechten Terrasse, sind also gleichzeitige Bildungen. Es liegen an der Leine die gleichen Verhältnisse vor wie an der Weser, wo die entsprechende Terrasse, soweit sie noch erhalten geblieben ist, sich gleichmäßig in die Nebentäler hinein fortsetzt, um schließlich oftmals die heute toten Talböden der Seitentälchen und Talschluchten zu bilden. Es geht daraus hervor, daß beim Absatze dieser Schotter in der ersten Inter- glazialzeit das Talsystem im großen und ganzen bereits bis in seine Einzelheiten ausgebildet war, und eine anhaltendere Akkumulation mußte naturgemäß sowohl im Haupttal wie in den Nebentälern eine einheitliche Schotteraufschüttung bewirken. Es sei bei dieser Gelegenheit aber nochmals nachdrücklich hervorgehoben, daß die Wassermassen, die diese mächtigen. Schotter- und Schuttströme in den Nebentälern ehemals ab- gesetzt haben, heutzutage meist nur noch ganz unbedeutende Bäche bilden oder gar vollkommen versiegt sind, und daß des- halb entgegen der jetzt vielfach vertretenen Ansicht wenigstens im Gebiet der Weser und Leine die Flußgewässer seit der Diluvialzeit an Umfang ganz erheblich abgenommen haben müssen. Was aber die „Plänerschotter“ v. KOENENs angeht, so erscheint es nach alledem durchaus begründet, sie in genetischer und zeitlicher Beziehung mit den Schottern der Leineterrasse zu vereinigen, und sie sind weder präglazial noch frühglazial, sondern gleich den letzteren nach meiner Auffassung in ihrem unteren Teilinterglazial, inihrem oberen Teilglazial, d.h. äquivalent derim Norden vordringenden zweiten (mittleren) Vereisung. 34. Zur Faciesbildung des westfälischen Untersenon. Von Herrn Ta. H. WEGNER. Münster i. W., den 29. April 1910. SCHLÜTER gab 1376 folgende Gliederung des westfälischen Untersenon: 3. Kalkig-sandige Gesteine von Dülmen mit Scaphites binodosus. 2. Quarzige Gesteine von Haltern mit Pecten muricatus. 1. Sandmergel von Recklinghausen mit Marsupites ornatus. STOLLEY hat die Bezeichnung „Granulatenkreide“ für diese Bildungen eingeführt. Infolge des in denselben Auf- schlüssen beobachteten Vorkommens von ÄActinocamaz granulatus und westfalicus hat BÄRTLIn@!) kürzlich seinen Bedenken gegen die Bezeichnung „Granulatenkreide“ Ausdruck gegeben. Da ich inzwischen in der Grube der Lüdinghäuser Tonwerke bei Lüdinghausen, und zwar in Tonen, die von kalkig-sandigen Dülmener Gesteinen übergelagert werden, in Granulatenschichten neben typischen Exemplaren von Actinocamazx und Inoceramus lobatus auchden typischen Act. guadratus gefunden habe, kann ich mich diesen Bedenken nur anschließen. Ich lasse daher auf Grund dieser neueren Funde die früher von mir gebrauchte Bezeichnung „Granulatenkreide“ fallen. 1905 habe ich?) den Nachweis zu führen versucht, daß die kalkig-sandigen Gesteine von Dülmen mit Scaphites bino- dosus nicht selbständig sind, sondern nur eine küstenfernere Facies der Halterner Sande darstellen. Ich wiederhole zunächst die von mir für diese Auffassung angeführten beiden Gründe: 1. Vorkommen von Scaphites binodosus in den quarzigen Gesteinen von Haltern. 2. Das Fehlen der Halterner Sande auf der Linie Datteln- Seppenrade und die unmittelbare Auflagerung von Ge- steinen mit Dülmener Fauna (Sc. binodosus, Se. inflatus) auf Recklinghäuser Mergel im Kanaleinschnitt bei Olfen. In der erwähnten Arbeit hat BÄRTLING sich sehr scharf gegen diese Zusammenfassung ausgesprochen. Zur Widerlegung 1) Diese Monatsberichte 1909, Nr. 8/10, S. 272. 2) Die Granulatenkreide des westlichen Münsterlandes. Diese Zeitschrift 1905, S. 112. 29 Tr 430 ra meiner in obiger Weise nicht nur durch paläontologische, sondern auch durch stratigraphische Gründe veranlaßten Auf- fassung können zwei Wege begangen werden; es kann einmal vor allem der Nachweis eines Aufschlusses gebracht werden, in dem die Dülmener Sandkalke die Halterner Sande überlagern, oder zweitens bewiesen werden, daß Sc. binodosus kein Leit- fossil für die Dülmener Sandkalke ist, sich vielmehr hier oder auch anderorts in tieferem Untersenon vorfindet. BÄRTLING hat diesen letzten Weg nicht betreten, seine Tabelle (S. 379) und seine Ausführungen zeigen, daß er die Brauchbarkeit dieses Leitfossilsanerkennt. Es bleibtihm daher nur der erste Weg übrig, um seine Auffassung zu beweisen. Aus dem Satze (S. 380) „in dem typischen Profil von Dülmen, Sythen usw. ist zweifellos festzustellen, daß die Dülmener Sandkalke die quarzigen Glas- sande der Zone von Haltern überlagern“, wird wohl jeder den Schluß ziehen, daß BÄRTLING in der Tat diese Überlagerung ‘beobachtet hat. Da mir ein derartiger Aufschluß nicht bekannt ‚war, und eine auf obige Mitteilung hin vorgenommene Begehung ebenfalls nicht zum Ziele führte, wandte ich mich brieflich an BÄRTLING und fand meine Ansicht bestätigt, daß diese Über- lagerung nicht festgestellt ist. Es soll zunächst untersucht werden, ob die von BÄRTLING weiter östlich ausgeführten Untersuchungen meiner Auffassung widersprechen. Östlich vom Dortmund-Ems-Kanal weicht die Ausbildung des Untersenon von jener westlich desselben sehr ab, wie BÄRTLIXNG in seiner Arbeit in einwandfreier Weise gezeigt hat. Die Profile, die BÄRTLING hier studierte, liegen von der Östgrenze des von mir untersuchten Gebietes ca. 7 km entfernt. BÄRTLING betrachtet die Sande von Netteberge als das auskeilende Ende der Halterner Sande (Profil, S. 374). Bei Selm-Bork haben die nur 9 m mächtigen Netteberger Sande nach BÄRTLINGs Angaben eine Horizontalverbreitung zwischen Ehringhausen-Kapelle bis zu 8 km Breite und ver- schwinden dann unter Diluvium. Nach dem S. 374 (unten) mitgeteilten Profil BÄRTLINGs sollte man erwarten, daß die Sande von Netteberge nach Westen zu mit der angenommenen steigenden Mächtigkeit auch mit steigender Oberflächeneinahme allmählich in das breite Gebiet der Halterner Sande übergehen. Die Netteberger Sande sind nun wenig westlich Selm nicht mehr zu verfolgen. Jüngere Bedeckungen, die hier plötzlich ein weites Gebiet einnehmen, entziehen die Kreideschichten zunächst der Beobachtung. Erst bei Olfen treten die Kreide- ablagerungen beiderseits nahe an die Stever heran und geben hier ein ziemlich lückenloses Profil. In den Schächten des Schiffshebewerkes bei Mekinghofen ist durch G. MÜLLER!) die tiefste Zone des Recklinghäuser Mergels — grauer Mergel mit /noceramus cardissoides — festgestellt. Am Bahnhof Datteln und nördlich von ‘demselben steht sodann typischer Recklinghäuser Mergel an. Am Nett- höfelberg bei Datteln bilden tonige Mergel mit Marsupites ormatus feste Bänke. Darauf folgen nördlich der Lippe wieder sandige Mergel mit einzelnen festen Bänken, in denen nur kleine Aufschlüsse vorhanden sind, und dann im Einschnitte bei Olfen sandige Mergel mit Dülmener Fauna. Diese ober- flächlich graubraun verwitterten Mergel treten, wie südlich der Stever an der Straßenunterführung Selm-Lüdighausen bei Olfen in einem kleinen Aufschlusse zu beobachten ist, fast an diesen Fluß heran. Nördlich der Stever finden sich die Mergel wieder bei dem Gut Kortenbusch und steigen dann nach einer kurzen Bedeckung mit Grundmoräne zu dem Seppenrader Höhen- zug auf. Bei ca. 7Omü.NN. stellen sich mit einer Terrainkante die Dülmener kalkig-sandigen Schichten ein, um von hieraus ununterbrochen über Seppenrade nach Dülmen usw. fortzusetzen. Oberflächenbildend treten mithin BÄRTLINGs Sande von Netteberge auf der Linie Henrichenburg, Datteln, Olfen, Seppen- rade nicht auf. Die Möglichkeit, daß sie sich im Stevertal von jüngeren Ablagerungen bedeckt nach Haltern hinüberziehen, ist nicht ganz von der Hand zu weisen. Diese Lagerung würde aber meine Ansicht glänzend bestätigen, weil die Sande dann die Mergel von Olfen mit Scaphites binodosus über- lagern würden. Mir scheint es aber bei der großen Nähe der beiden gleichartigen Mergelvorkommen, die nur 2km beider- seits der Stever voneinander entfernt liegen, unwahrscheinlich, ja fast ausgeschlossen, daß zwischen denselben die Sande aus- gehen, und daß hier also eine Verbindung zwischen den beiden Sandvorkommen besteht. Ich halte es für wahrscheinlicher, daß die Sande von Haltern und Netteberge zwei voneinander getrennte Ablagerungen darstellen. Die Einlagerung von Kalk- sandsteinen, die eigenartigen, z. T. in Brauneisenstein verwitter- ten Eisenkiesknollen finden sich in den Sanden von Haltern nicht vor und deuten wenigstens an, daß hier getrennte Ab- lagerungen vorliegen. Man macht nun im allgemeinen die Be- obachtung, daß man bei einem Gange vom Südrande des Münsterschen Beckens nach Norden auf immer jüngere Schichten trifft. Der einzige Grund, den BÄRTLING anführen kann, be- ") Das Diluvium im Bereiche des Kanals usw. Jahrb. d. Kl. Preuß. Geol. Landesanst. f.1895, S. 44, und d. Zeitschr. 1900, Nr. 5, S. 39. 29* ruht auf dieser im allgemeinen gewiß richtigen Beobachtung. Beweisen kann diese Erscheinung aber keineswegs, sie kann nur dann überzeugend wirken, wenn Schichten nördlich in gleichem oder in nach Norden ansteigendem Niveau auftreten. So trifft man bei einem Gange von Recklinghausen nach Haltern über den Recklinghäuser Mergeln die Halterner Sande an. In dem vorliegenden Falle sind aber die Verhältnisse anders. Die Halterner Sande ragen noch heute in den Borken- bergen bis 126,5 m auf; der aus angeblich jüngeren Schichten zusammengesetzte Dülmener Höhenzug liegt bei 70—80 m. Und an seinem nördlichen Fuß wurden früher die Kalksand- steine bei 60 m Meereshöhe gebrochen. Die Dülmener Facies zieht sich sodann von Dülmen aus über Seppenrade bis fast an die Stever mit einer niedrigsten Höhe von ca. 7Om und reicht hier über die Breite von Haltern südlich hinaus. 6 km westlich ragen die Borkenberge, deren Schichten nach BÄRTLING älter sind als jene von Dülmen, über diese mindestens 56 m höher auf. Wir haben demnach im Streichen der Halterner Sande östlich die Dülmener Sandkalke in einem niedrigeren Niveau als diese. Ich sehe in den erörterten Höhenverhältnissen zwar keinen Beweis meiner Auffassung — eine Überlagerung wäre, wenn bei Dülmen unter den Sand- kalken, wofür aber nichts spricht, sofort die Halterner Sande aufträten, bei einem Einfallen von 1° möglich —, immerhin aber in den Verhältnissen bei Seppenrade, Olfen eine Tatsache, die unter Berücksichtigung der beiden Vorkommen von Scaphites die Äquivalenz der Schichten überzeugend dartut. Bei der Besprechung meiner Auffassung führt BÄRTLING noch „praktisch geologische Gründe an, die eine Einziehung der Zone der Sande von Haltern nicht zulassen“. Es handelt sich aber bei der vorliegenden Frage nicht um den Namen, der allen in die Augen springend kundgibt, daß hier Sande vorliegen, die in einer, allerdings großen Grube für Glas- industrie abgebaut werden, Sande, die dem Bergmann ein „Vor- sicht“ zurufen. So wichtig es für künftige Schachtabteufungen ist, zu wissen, wo die sandigen Bildungen vorkommen, ebenso wichtig ist es, festzustellen, wo die mergelige oder eine noch andersartige Ausbildung vorliegt. Es handelt sich hier einzig und allein darum, die Tatsache festzustellen, ob die Schichten von Dülmen zu gleicher Zeit abgelagert wurden wie die Sande von Haltern. Ist es wichtig, aus geologisch- praktischen Gründen eine kurze Charakteristik der Ausbildung der Zone in dem vorliegenden Gebiet zu geben, so kann dies durch den Ausdruck „Halterner Facies“ der Zone des Scaphites — 493 — binodosus usw. in unzweideutiger und einzig richtiger Weise geschehen. BÄRTLING hät nach obigen Ausführungen gegen meine faunistisch und stratigraphisch begründete Auffassung einer Äquivalenz der Halterner und Dülmener Schichten durchaus keine Gründe bei- gebracht. In meiner Arbeit über die „Granulatenkreide“ habe ich nachgewiesen, daß die Zone mit Marsupites ornatus an der Lippe bei Bossendorf und Lippramsdorf wieder auftritt, und zwar an ersterem Punkte in sandiger, an letzterem mit einem Übergang über Formsand in der typischen Ausbildung des Recklinghäuser Sandmergels.. Eine Bohrung, die ohne Spül- verfahren bei Lippramsdorf 1906 ausgeführt wurde, habe ich längere Zeit hindurch zweimal wöchentlich besucht. Diese Bohrung ergab, daß der typische Recklinghäuser Sandmergel hier nach der Tiefe zu in Sand übergeht und Bänke von Quarzit und Kalksandsteinen einschließt. Daß der Reckling- häuser Sandmergel nach N nicht nur in seinen obersten Schichten, sondern auch in tieferen Lagen in sandige Facies übergeht, zeigt das Bohrloch des Wasserwerkes bei Haltern, in dem bis 114m Sande auftraten, und dann noch einige Meter tonige Sande erbohrt wurden. Ich werde auf diese Verhältnisse an anderer Stelle zurückkommen, da ‘es mir jetzt nur daran liegt, die Einwände BÄRTLINGs als ungerechtfertigt zurückzuweisen. Es sei hier nur bemerkt, daß die großen Mächtigkeiten in der Umgebung von Dorsten, die auch BÄRTLING erwähnt, auf die sandige Facies des Reckling- häuser Mergels und nur zum geringen Teil auf Halterner Sande zurückzuführen sind. Die größte Mächtigkeit der Sande von Haltern schlage ich mit rund 100 m an. 35. Entgegnung an Herrn H. BASEDOW. Von Herrn FrıTz NOoETLING. Hobart (Tasmanien), den 1. November 1909. Im dritten Heft des 61. Bandes dieser Zeitschrift ver- öffentlichtt Herr BASEDOW einen Aufsatz unter dem Titel „Beiträge zur Kenntnis der Geologie Australiens“ — 4341. — und im ersten Teil: „Skizze der geologischen Entwicklung des australischen Festlandes“, findet sich auf S. 348 folgende Fußnote: „Während des Druckes dieser Arbeit erschienen die Angaben von NOETLING über die feinere Gliede- rung des Tertiärs Tasmaniens (Zentralblatt f. Min. 1900, Nr. 1, S. 4). Ich kann dieselben nicht als begründet anerkennen.“ Es scheint fast eine Eigentümlichkeit des Herrn BASEDOW zu sein, alle Ansichten, die nicht mit seiner Auffassung über- einstimmen, mit den Worten: „Ich kann dieselben nicht als begründet an- erkennen“, abzutun. Dagegen muß ich entschieden Verwahrung einlegen. Eine sachliche Kritik, der ich jederzeit zugänglich bin, wird stets eine Überprüfung der Beobachtungen und der daraus ab- geleiteten Schlußfolgerungen veranlassen; sie führt also stets zum Fortschritt in der Erkenntnis. Eine solche sachliche Kritik wird jeder anerkennen; die Art und Weise des Herrn BASEDOW weicht aber zu sehr von einer solchen ab. Ich bestreite Herrn BASEDOW das Recht, die Arbeiten anderer in solch summarischer Weise zu verurteilen, um so mehr, als seine eigene Arbeit so von Ungenauigkeiten und Flüchtig- keiten wimmelt, daß dieselbe in Australien allgemeines Be- fremden erregt hat. Daß diese harte Beurteilung berechtigt ist, werde ich im folgenden nachweisen und zunächst mit dem Thema beginnen, das augenscheinlich den Zorn des Herrn BASEDOW erregt hat, nämlich dem tasmanischen Tertiär. Herr BASEDOW war nie in Tasmanien. Seine Kenntnis kann sich also nur auf das Studium der Literatur stützen, und diese ist in bezug auf tasmanisches Tertiär nicht nur sehr wenig eingehend, sondern auch sehr revisionsbedürftig. Herr BASEDOW hat sich aber nicht einmal die Mühe genommen, die vorhandene Literatur eingehend zu studieren, und daß er selbst das tasmanische Tertiär nicht hinreichend kennt, geht aus seinen eigenen Angaben hervor. Auf S. 348 heißt es: „Oligocän, Südaustralien 2.2... „baetonar. 0 Tıasmanien. Hauptfundort: Table Cape Wynyard.“ Es ist dieses aber keineswegs der Hauptfundort; man wird am Table Cape ver- gebens nach Fossilien suchen. Der Hauptfundort liegt einige Meilen weiter westlich am Free-stone Bluff. Man mag dies vielleicht als Haarspalterei auffassen, um so mehr, als in den älteren Arbeiten Table Cape schlechtweg erwähnt wird. Wenn man aber solchen Anspruch auf Ge- = nauigkeit erhebt wie Herr BASEDOW, dann sollte man auch in erster Linie irrige Angaben in der Literatur berichtigen. Unter „Fossilien“ finden wir folgendes: „Wynyardia bassiana, Carcharodon angustidens, Lamna elegans, Oxyrhina hastalis, Myliobatis pli- catılis usw. wie im Eocän von Süd-Australien und Vietoria.“ Es muß den Anschein erwecken, daß diese Liste alle Fossilien enthält, die aus dem Tertiär Tasmaniens beschrieben sind. Die außerordentlich umfangreichen und viel reichhaltigeren Fossillisten JOHNSTONSs geben ein ganz anderes Bild der Tertiär- fauna Tasmaniens, aber dieselben scheinen Herrn BASEDOW gänzlich unbekannt zu sein. Als einen schwerwiegenden Fehler muß man es aber bezeichnen, wenn Herr Bas£epow den Säuger Wynyardia bassiana, der sich weit über der Crassatella-Schicht zusammen mit Landpflanzen findet, ins Oligocän versetzt und dann die Schichten am One Tree Point bei Hobart mit den gleichen Landpflanzen ins Pliocän und Pleistocän stellt. Der Wider- spruch, der hierin liegt, muß auch dem Fernerstehenden auffallen. In seiner Geology of Tasmania sagt JOHNSTON, S. 261: „In one of the leaf specimens (from Free-stone Bluff) he recognised the well-known form Sapotacıtes oligoneuris ETT., which occurs in the leaf-beds ofthe Derwent, notably at Pipeclay Bluff and One Tree Point.“ Dieses Vorkommen der gleichen Flora in den oberen Lagen des Profils am Free-stone Bluff and One Tree Point bei Hobart ist einer der wichtigsten Anhalts- punkte für die Parallelisierung des Tertiärs in Tasmanien. Welcher Ansicht man auch bezüglich des Alters sein mag, so viel steht fest, daß die oberen (pflanzenführenden) Schichten von Free-stone Bluff mit den pflanzenführenden Schichten von One Tree Point bei Hobart zu parallelisieren sind, und daß eine Trennung beider, wie Herr BASEDOW dies tut, mit den Tatsachen unvereinbar ist. Um auch Fernerstehenden einen ungefähren Maßstab zu geben, mit welchem Recht Herr BASEDOW sich anmaßt, die Arbeit eines anderen Autors über irgendein Thema, mit dessen Literatur er sich selbst nicht einmal genügend bekanntgemacht, zu verurteilen, so wollen wir annehmen, im Osten Deutschlands habe ein Autor über die Entwickelung und Gliederung des dortigen Tertiärs geschrieben. In Toulouse nehme ein anderer Autor, der weder den Osten Deutschlands besucht, noch die auf das Tertiär bezügliche Literatur gründlich studiert hat, Anstoß an dieser Arbeit und beanspruche das Recht, dieselbe — 426 — einfach mit den Worten „ich kann dieselbe nicht als begründet anerkennen“ abzutun, was würde man in Europa hierzu sagen? Der Fall ist hier der gleiche. Die Entfernung zwischen Hobart und Adelaide ist ungefähr dieselbe wie die zwischen Breslau und Toulouse; Herr BASEDOW war nie in Tasmanien, er kennt auch nicht einmal dessen geologische Literatur, und dennoch beansprucht er das Recht, eine auf gründliche Beobachtungen gestützte Arbeit in einer Fußnote abzuschlachten. Ich über- lasse es den Fachgenossen, ein solches Verhalten zu beurteilen. Und nun zu der Skizze selbst. Ich werde mich bei meiner Kritik auf Tasmanien beschränken, da mir das übrige Australien nur aus der Literatur bekannt ist. Das Präcambrium wird auf sechs Zeilen abgetan; unter Hauptfundort heißt es: „Gebiet westlich der Wasserscheide der Insel.“ Allem Anscheine nach hat Herr BASEDOW vor Nieder- schrift dieser Angaben sich nicht einmal die Mühe genommen, die geologische Karte von Tasmanien auch nur anzusehen; es hätte ihm sonst die gewaltige Ausdehnung präcambrischer Ab- lagerungen im Nordosten und Osten der Insel auffallen müssen. Eine Angabe, was aus diesen geworden ist, vermissen wir in seiner Zusammenstellung gänzlich. Über die nutzbaren Lager- stätten dieser Schichten schreibt Herr BASEDOW: Es kommen Kupfer, Blei und Antimonablagerungen in diesen Schichten vor'). Man muß sich hier fragen, weshalb die wichtigen Golderzlager- stätten von Mathinna, Lefroy und Beaconsfield keine Erwähnung finden? Diese sind zweifellos wichtiger als die erwähnten Erzlagerstätten und treten ebenfalls sämtlich in archäischen Schichten auf. Ich übergehe Cambrium und Silur; dagegen möchte ich mich etwas eingehender mit dem Permo-Carbon, richtiger Perm, befassen. Der Abschnitt hierüber bleibt unverständlich, selbst, wenn man dem Druckfehlerteufel die weitgehendsten Konzessionen macht. Es heißt wörtlich: „lasmanien. Fundort: Obere marine Schichten, Tasmanitschichten.“ Obwohl ich schon drei Jahre in Tasmanien bin und nicht behaupten will, daß ich die Geographie des Landes bis ins kleinste Detail kenne, so kann ich doch mit Bestimmtheit sagen, daß Orte dieses Namens in Tasmanien nicht existieren. !) Wenn es überhaupt notwendig war, Angaben über das Vor- kommen nutzbarer Mineralien zu machen, so darf man mit Recht fragen, wo bleibt das Zinn? Unter „Schichtenbeschreibung“ heißt es: „Lycopoden und marine Fossilien.“ Ich brauche dieser eigenartigen Beschreibung von Schichten nichts hinzuzufügen. Dann heißt es weiter: „Bemerkungen; die untersten Schichten der Formation sind glazialen Ursprungs.“ Mit anderen Worten, die untersten Schichten der oberen marinen Schichten sind glazialen Ursprungs. Man muß sich fragen, wie marine Schichten glazialen Ursprungs sein können. Herr BASEDOw stellt hier irrtümlicherweise die glazialen Schichten, die in der Basis des ganzen Systems auftreten, in die oberen marinen Schichten. Die Angabe von JOHNSTON in seiner Geology of Tasmania möchte ich hier zum Vergleich beifügen. Es heißt darin auf S. 119: „Conglomerate and Shaty Zone: Generally towards the base of the system appears“ usw. Diese Angaben sollten Herrn BASEDOW nicht unbekannt geblieben sein. Man ver- gleiche aber auch die folgende, wortgetreu aus JOHNSTONS Geology of Tasmania wiedergegebene Angabe über die Gliede- rung des Permo Carboniferous-Systems. Auf S. 89 heißt es: Upper Carboniferous. Upper Marine Beds, consisting of sandstones and mudstones, Mersey, Porter hill, Hobart, Pearson’s Point, with fossil wood of huge conifers, @lossopteris, Gangamopteris,. Spirifera, Strophalosia, Cardiamorpha, Pachydomus, Sanguinolites, Avicula, Aviculopecten, Tellinomya, Modiolopsis, Pleurotomaria, Pterinea, Streblopteria, Conularia, Theca, Fenestella, Protoretepora, Favosites,, Uyprides. Tasmanite Beds, Mersey and associated grey shales and sandstones, with Tasmanites punctatus, Spirifera,, Pleurotomaria, Avicula, Aviculopeceten, Pterinea, Pachydomus etc. Lower Coal measures, Coarse reddish, white, yellow and grey sandstones, shales and Coal seams, Mersey, Don, Adventure Bey, with (rlossopteris, Gangamopteris, Noeggerathiopsis, Schizoneura, KRhipidopsis (?), Carpolithes (2) comp. C. disciformis, Sigillaria (?) comp. sS. Brardii BGAT., Zamia comp. Zamia: muricata. Lower Carboniferous. Lower Marine Formation, consisting of limestones, calcareous 'sandstones and mudstones, shales, grits, and con- glomerate, occurring through out Eastern Tasmania. — 438 — with Favosites, Stenopora, Cythere, Tribrachyocrinus, Fenestella, Protoretepora, Leptaena, Orthis, Ortho- tetes, Productus, Rhynchonella, Spirifera, Stropha- losia, Strophomena, Terebratula, Allorisona, Arca, Astartilla, Avtcula, Aviculopecten, Streblopteria, Cardinia, Cardiamorpha, Edmondia, Eurydesma, Inoceramus, Lithodomus, Modiomorpha, Maeonia, Notomya, Pachydomus, Pleurophorus, Pterinea, Pteronites, Sanguinolites, Scaldia, Tellinomya, Capulus, Euomphalus, Pleurotomaria, Platyschisma, Conularia, Theca, Cameroceras, Goniatites, Ortho- ceras etc. Weiter sieht man auf S. 118 eine Gliederung der unteren marinen Schichten in der Nähe von Hobart, die ich hier kurz im Auszuge wiedergebe; es folgen von oben nach unten: Fenestella-Zone Pachydomus-Zone Spirifer-Zone Mudstone-Zone Conglomerate and Slaty-Zone. Zur weiteren Aufklärung schlage man auf S. 124 des genannten Werkes nach, wo die unteren marinen Schichten auf Maria-Island beschrieben sind, und man wird finden, daß die Pachydomus-Zone den Schichten mit erratischen Blöcken auflagert, daß also die Glazialschichten die Basis des ganzen Systems und nicht etwa die Basis der oberen marinen Schichten bilden. Zwischen den Glazialschichten und der Pachydomus-Zone würden sich nach Westen die Spirifer- und Mudstone-Zone einschieben. Diese Auffassung bedarf jedoch einer Nachprüfung, auf die ich hier nicht weiter eingehen kann. Schließlich möchte ich noch erwähnen, daß die so ein- gehend von JOHNSTON beschriebenen Diabase, die in der Geologie Tasmaniens eine so bedeutende Rolle spielen, von BASEDOW überhaupt nicht erwähnt werden. Die obigen Angaben können mit Leichtigkeit auf den Raum von 13 Zeilen, d.h. den Raum, welchen die Beschrei- bung des tasmanischen Perms in Herrn BasEDows Skizze einnimmt, beschränkt werden, ohne irgendetwas wesentliches einzubüßen. Hierbei würde zweifellos ein richtigeres und besseres Bild entstehen als das von Herrn BASEDOW entworfene. Diese Proben mögen genügen, um die Unzuverlässigkeit und Flüchtigkeit der betreffenden Arbeit des Herrn BASEDOW zu charakterisieren. Um schließlich zu zeigen, mit welcher Ungenauigkeit auch nebensächliche Dinge behandelt werden, möchte ich noch einige Angaben aus dem zweiten Teil der ‚Abhandlung, der betitelt ist: „Über den tektonischen Ur- sprung der sogenannten cambrischen Eiszeit Süd-Australiens“, beifügen. Herr BASEDOW beginnt diesen Teil mit einer allgemeinen Orientierung, in der die Physiographie Australiens behandelt wird. Er sagt darin, die Gesamtfläche Australiens beträgt beinahe 3 Millionen engl. Quadratmeilen, d. h. etwa 7,6 Millionen Quadratkilometer, d. h. mehr als drei Viertel der Größe von Europa. Tatsächlich beträgt das Areal des australischen Kon- tinentes ohne Tasmanien 2948366 engl. Quadratmeilen, was, wenn wir Europa mit 4093000 engl. Quadratmeilen ansetzen, dem Verhältnis 0,720, also erheblich unter, aber nicht mehr als drei Viertel entspricht. Selbst wenn wir Tasmanien hinzu- rechnen, so beträgt das Gesamtareal 2974581 Quadratmeilen, d. h. 0,727 der Größe von Europa, also immer noch unter drei Viertel. Alles das hätte Herr BASEDOW, wie ich, dem Official Year Book of the Commonwealth of Australia ent- nehmen können, und die gleiche Quelle würde ihm gezeigt haben, daß die Küstenlänge des australischen Kontinents 11310 engl. Meilen und nicht 8850 engl. Meilen, wie er be- hauptet, beträgt. Entweder war die allgemeine Orientierung nötig oder nicht. War sie nötig, so muß man genaue Zahlen- angaben erwarten, auf die man sich eventuell beziehen kann. War 'sie nicht nötig, so konnte sie ebensogut unterbleiben; unrichtige Angaben mußten aber unter allen Umständen fort- gelassen werden. Zum Schluß glaube ich kaum versichern zu müssen, daß mir diese Art von Polemik zuwider ist; allein ich war sehr gegen meinen Willen gezwungen, Vorstehendes zur Abwehr zu schreiben. Wenn Herr BASEDOW, anstatt die Arbeiten anderer Autoren kurzerhand in Fußnoten abzutun, ın Zukunft mehr Sorgfalt in der Abfassung seiner eigenen verwenden würde, so sind aber diese Zeilen vielleicht nicht umsonst geschrieben. 36. Carbomcola und Palaeanodonta im limnischen Jungpalaeozoicum Deutschlands. (Ein Beitrag zur Revision der Genera C. und P. aus deutschen limnischen Carbon- und Dyasbildungen.) Von Herrn AxEL SCHMIDT. Stuttgart, den 6. Mai 1910. Etwa bis in die 60er Jahre des vorigen Jahrhunderts ist das Interesse, das die Paläontologie den carbonischen und permischen Süßwasser-Zweischalern entgegengebracht hat, ein außerordentlich reges gewesen. Eine selbst für den Spezialisten schier unübersehbare Menge von oft wenig verschiedenen Formen ist in den größeren paläontologischen Sammelwerken der damaligen Zeit geschaffen worden, und in der sonstigen Literatur finden sich überall, z. T. in größeren Spezialabhand- lungen, z. B. denen Lupwıcs!), z. T. auch einzeln, Spezies- beschreibungen von Muscheln’), die wir heute in den Formen- kreis der Anthracosiiden stellen. In den folgenden Jahr- zehnten scheint das Interesse stark abgeflaut zu sein; wenigstens sind größere Abhandlungen über diese Zweischaler in der Literatur kaum noch vertreten; man hat sich im wesentlichen darauf beschränkt, die neuen Fundorte zu zitieren, gelegentlich auch einmal eine oder wenige Formen neu aufzustellen. Nur zwei größere deutsche Abhandlungen, die sich mit diesen Zweischalern ausschließlich oder doch in größerem Umfange beschäftigen, fallen in die 2 letzten Jahrzehnte des vergangenen Jahrhunderts: ACHEPOHLS?) niederrheinisch-westfälisches Stein- kohlengebirge und die Arbeit W. P. AMALITZKYs*) über „Die Anthracosien der Permformation Rußlands“. Auf die letzte muß der Forscher noch stets zurückgreifen; ist doch in ihr erstmals versucht worden, das Chaos der Formen syste- matisch unter bestimmten Gesichtspunkten zu Familien zu- sammenzufassen. Anders das nur wenige Jahre ältere Werk ) R. Lupwie in Palaeontographica VIII—XI, ferner GRAF KEYSERLINGK, EIicHWALD. ?) FREIHERR VON SCHLOTHEIM, BRONN, GOLDFUSS, KONINCK, Kınc, H. B. GEmITZ. °) ACHEPOHL: Das niederrheinisch-westfälische Steinkohlengebirge. Atlas 1880—83. *) Palaeontographica 39, 1892. Nr SH "neuoyosz| 109 IsIoyuasjen) *(sopuesornyoy) usJyoryog Aozuosiy Op uodeT uspuaduey uop sUY Ä -uro}spuesusrsomeayyuy Jouneaggles) pupıssn/p]0H 97 "DIADUOQLDI PIOIUOQADI 8 1075» 0) d r 6 pjeppınd pyuopounamıpd L 2 — von ACHEPOIL, das zwar 37 Formen beschreibt, darunter 32 angeblich neue. Endlich haben uns die Jahre 1894 — 96 die große Monographie von W. Hınp!) über die Genera Carbonicola, Anthracomya und Najadites gebracht. Durch einen Zufall bin ich vor nunmehr 7 Jahren zum Studium einiger Anthracosiiden veranlaßt worden und habe in drei kleineren Arbeiten die Ergebnisse meiner Unter- suchungen über die Zweischaler aus Niederschlesien und Böhmen?), aus dem Gebiet der Saar und Nahe’) und aus den OÖstrauer Schichten des oberschlesisch-polnischen Stein- kohlenbeckens*) niedergelegt. Dabei habe ich mich streng an die bisher geübte Methode gehalten: nämlich alle irgendwie bedeutend abweichenden Formen als neue aufzufassen. In- dessen habe ich schon in meinem zweiten Aufsatz auf die Notwendigkeit einer Revision dieser Zweischaler hingewiesen. Betrachtet man das beifolgende Bild, das ich der Güte des Herrn Oberbergrats Professors Dr. VON AMMON-München?’) ver- danke, so wird wohl kein Paläontologe anstehen, alle Muscheln als dieselbe Spezies anzusprechen. Und doch verlangt die heute übliche Bestimmungsmethode, aus diesen Formen vier verschiedene Spezies zu machen. Eine solche Zersplitterung geht aber doch wohl viel zu weit. Damals habe ich mir die Revision versagen müssen, da das Material für diesen Zweck durchaus unzureichend war. Nachdem mir aber letzthin auch noch Material vorgelegen hat, und zwar aus den tieferen Schichten des oberschlesisch-polnischen Produktiven Carbons, glaube ich eine Revision wenigstens für die beiden Genera Carboricola und Palaeanodonta versuchen zu dürfen. Freilich ist das Material auch hierfür noch etwas beschränkt; doch lehren mich eigene Erfahrungen, daß die Beschaffung des für die Revision notwendigen, möglichst vollständigen Materiales, namentlich des fremdländischen®) — englischen, belgischen und französischen —, nur mit außerordentlichen Schwierig- ') Paleontographical society, Bd. 48—50, 1894-1896. 2) N. Jahrb. Min. 1905, Bd. 1. >) Geognostische Jahreshefte 1906,-Bd. XIX *, Jahrbuch der k. k. geol. Reichsanst., 1909, Ba. 59, H. 3 und 1: 5) Auch an dieser Stelle möchte ich es nicht unterlassen, Herrn Oberbergrat Professor Dr. von Ammon für die gütige Überlassung des Klischees herzlichst zu danken. 6) Die genaue Besichtigung bzw. Bearbeitung dieses fremden Materiales an Ort und Stelle würde bei dem Fehlen des Vergleichs- materiales aus anderen Sammlungen auch nicht den erhofften Erfolg bringen. N keiten verknüpft sein dürfte. Auch wird die bisherige Auf- fassung, daß nämlich die Formen für Stratigraphie und historische Geologie wertlos sind, daß sie also keine Leit- fossilien darstellen, und vor allem die meist äußerst mangel- hafte Beschaffenheit der Stücke!) selbst bisher manchen Paläontologen davon abgehalten haben, sich mit diesen Formen näher zu beschäftigen. Dieser letzte Umstand, die schlechte Erhaltung der Muscheln, gebietet es mir auch, von vornherein um Nach- sicht zu bitten, wenn meine Angaben der Änderung oder Verbesserung bedürfen. Dazu kommt noch, daß ich bei der geliehenem Material gegenüber gebotenen. Schonung es mir wiederholt versagen mußte, die oft notwendige Präpa- ration an den Stücken bis zu Ende durchzuführen. Hier- durch sind meine Untersuchungen ebenfalls beeinträchtigt worden. Die Beschaffung der vollständigen Literatur ist mir auch nicht möglich gewesen, namentlich habe ich nicht alle : älteren englischen Autoren mir beschaffen können. Doch wird, wie ich glaube, diese Lücke weniger fühlbar sein, da W. HınD gerade diese in seiner „Critical bibliography“ durchaus vollständig, soweit ich es habe feststellen können, berücksichtigt hat. Von wichtigeren Werken in französischer Sprache sind mir nur RyCKHOLTs Melanges paleontologiques und wenige geringfügigere Notizen in belgischen Zeitschriften nicht zugänglich gewesen. Die deutsche und auch die russische Literatur ist meines Wissens nahezu vollständig berücksichtigt worden. Eine besondere Zusammenstellung der Literatur über diesen Gegenstand ist von AMALITZKY und W. Hin und z. T. auch von mir gegeben worden, auf die ich, um die Wiederholung zu vermeiden, hiermit verweise. Weniger be- kannte oder hierhergehörende Abhandlungen sollen in Fuß- noten kurz zitiert werden. Die folgenden Ausführungen beziehen sich im wesent- lichen auf Anthracosiiden aus deutschen und österreichischen limnischen Carbon- und Rotliegendbildungen. Vertreter paralischer Carbonvorkommen haben mir nur in beschränktem Maße aus Westfalen (Breslauer Sammlung), außerdem einige Suiten aus dem paralischen oberschlesisch-polnischen Carbon vorgelegen. Ich möchte schon hier darauf hinweisen, daß das deutsche Material gegenüber dem russischen in jeder Beziehung 1) Die aus paralischen Ablagerungen stammenden Stücke scheinen nach meinen Erfahrungen besser zu sein als die aus den limnischen. —_ A — zurücksteht, sowohl was Erhaltung der einzelnen Stücke als auch was Formenreichtum anbelangt. Dasselbe möchte ich auch nach den in der Literatur gegebenen Notizen von dem belgischen und englischen sowie von dem afrikanischen Material behaupten. Man könnte daher wohl den Gedanken aussprechen, daß die Formen aus limnischen Bildungen um so einfacher und indifferenter werden, je früher der Zusammenhang mit marinen Bildungen dauernd unterbrochen worden ist, je länger also die Einflüsse des limnischen Elementes ungestört einwirken konnten. Dieses prägt sich vornehmlich im Bau des Schloß- ‚apparates aus, indem dieser entweder in allen Teilen gleich- zeitig schwächer wird, oder indem zunächst nur einzelne Elemente obliteriert werden, besonders der vordere Seitenzahn. Daher erscheint mir die Anwendung des von AMALITZKY benutzten Teilungsprinzipes der Genera nach den Schloßelementen für unsere Formen wenig zweckmäßig und überdies schwer durchführbar zu sein. Ich werde daher nur allgemein zwischen bezahnten und unbezahnten Formen unterscheiden — Carbonicola und Palaeanodonta«a — und geringe Verschiedenheit in der Bezahnung nicht berück- ‚sichtigen. Übrigens hebt auch schon HınD hervor, daß sogar innerhalb einer Spezies die Unterschiede im Schloßbau erheb- lich sind, und daß man bei deren Berücksichtigung die einzelne Form in verschiedene Genera spalten müßte. W. HınD!) sagt nämlich: „Considering the great variation of hinge-structure, which obtains in a single species of Carbont- cola.... J think it very unwise, to rely on minute differences of this structure for the differentiation; for, if this were to ‚obtain it would be necessary to divide one or two species into several genera.“ Die gleiche Erscheinung zeigen mir auch verschiedene deutsche Formen. Ich wiederhole daher, daß für die Unter- scheidung der Formen die Merkmale des Schloßbaus mindestens stark, wenn nicht völlig in den Hintergrund treten müssen, wenn man nicht zu einer ganz unhaltbaren Zersplitterung in -Genera und Spezies gelangen will, die, wie die rezenten Unionen und Anodonten zeigen, durch individuelle und namentlich durch Standortserscheinungen hervorgebracht werden können, Erscheinungen, die der Paläontologe nachzu- prüfen nie oder kaum in der Lage sein wird. Da auch die Mantellinie und die Lage der Muskeleindrücke wenig ver- !) S.41 des Sonderabdruckes. a ir schieden und andererseits nur selten mit hinreichender Deut- lichkeit zu beobachten ist, so muß man nach anderen Merk- malen sich umsehen, die sich für die Unterscheidung vielleicht brauchbar erweisen. Schon in meinem letzten Aufsatz habe ich auf die Form des äußeren Schalenumrisses hin- gewiesen und glaube, daß hierin ein vielleicht brauchbares Trennungsmerkmal zu erblicken ist. Für fossile Zweischaler ist dieser Weg schon oft angewendet worden, so z. B. von F. FrRECH!) und von RÜBENSTRUNK’) für die Myophorien, von F. ZELLER?) für die Keuper-(Lettenkohlen-)Anoplophoren. Freilich hat man aber auch hier ein gewisses Maß an Vor- sicht bzw. Zurückhaltung zu bewahren und darf nicht, wie ich zeigte‘), so weit wie HInD gehen, der so sichtlich ver- schiedene Formen in einer Spezies zusammenfaßt. Für die rezenten Anodonten ist der Weg bereits durch CLESSIN°) gewiesen worden, der sich hierüber folgendermaßen äußert: „Durch den Mangel eines Schlosses sind wir fast ausschließlich auf die Form des Schalenumrisses angewiesen... Bis jetzt ist es nicht gelungen, an den Tieren selbst zur Speziesunterscheidung brauchbare Unterschiede zu entdecken, und kaum möchte nach dieser Richtung hin überhaupt etwas zu erwarten sein. Es bleibt uns somit auch wirklich nichts andres übrig, als uns zur Bestimmung der Arten und Varie- täten an die Form des Schalenumrisses, die Größe der Muschel, die Dicke der Schale, die Stellung des Wirbels, die Länge des Schnabels etc. zu halten.“ Weiter betont CLESSIN allerdings, daß „sich unsere Anodonten nach den Eigenschaften ihres jeweiligen Fundortes in sehr erheblichem Maße abändern, und zwar erstrecken sich diese Veränderungen nicht allein auf die Umrißformen der- selben, sondern auch auf die Farbe, Stärke der Schalen, die Reinheit und den Glanz des Perlmutters. Durch diese Ver- hältnisse erklärt es sich hinreichend, warum die Auffassung der Spezies unserer Anodonten eine so ungemein verschiedene ist, und warum fast jeder Forscher demselben Speziesnamen einen oft wesentlich verschiedenen Typus beilegt.“ !) Neue Zweischaler und Brachiopoden aus der Bakonyer Trias. Budapest 1904. 2) Beitrag zur Kenntnis der deutschen Trias-Myophorien. Mit- teilungen der Bad. Geol. Landesanst. Heidelberg 1909, Bd. VI. 3) Zentralbl. Min. 1907, S. 11. #) Geognostische Jahreshefte XIX, 1906, S. 120. 5) Korrespondenzblatt des zoologisch-mineralogischen Vereins in Regensburg XXVI, 1872, Nr. 6 und 7. 30 Für die bezahnten Flußmuscheln, die Najaden, hat bereits 1870 IsAAC LEA in seiner „Synopsis of the family of Najadae“ dieses Teilungsprinzip, die Spezies auf Grund der Verschiedenheit des Schalenumrisses abzutrennen, ebenfalls angewendet. Die Erwägungen ÜOLESSIns und I. LEAs lassen sich aber ohne weiteres auf die fossilen Süßwasserzweischaler über- tragen. Denn darüber bestehen wohl kaum Zweifel, daß wir in den Anthracosiiden Tiere zu erblicken haben, die von den heutigen Unionen und Anodonten hinsichtlich ihrer Lebensbedingungen kaum verschieden gewesen sind.. Es sind ihre Vorläufer, nicht ihre Vorfahren, wie ich schon letzthin betonte‘). Betrachtet man unter diesen Gesichtspunkten die u. a. von CLESSIN charakterisierten Formen oder Mutationen, ferner die von BUCHNER?) an Anodonta cygnea gezeigte Variabilität des Schalenumrisses in bezug auf das Verhältnis der Länge zur Höhe, und berücksichtigt man dann noch die von WoOoD- WARD?°) betonte Tatsache, daß bei Unio (Margaritana) margarıtifera im Alter der hintere Seitenzahn verkümmert, so sieht man, daß die von AMALITZKY zur Arten- und z.T. auch zur Gattungstrennung benützten Unterschiede nicht brauchbar sind. Andererseits zeigen aber die Untersuchungen von CLESSIN, daß die Schalenumrisse der einzelnen Formen im Alter durchaus konstant bleiben. Es erscheint mir daher eine Revision auf dieser Grund- lage allein möglich und durchführbar zu sein. Ich will daher im folgenden den Versuch machen, die vielen deutschen Spezies der Genera Carbonicola und Palueanodonta unter Berücksichtigung ihres Schalenumrisses zu einigen wenigen Formenkreisen zusammenzustellen. Ich beabsichtige aber nicht, alle in der Literatur bisher besprochenen und abgebildeten hierhergehörigen deutschen Formen zu berücksichtigen. Denn einerseits sind manche bildlichen Darstellungen, namentlich in älteren Werken, nicht deutlich genug, um Schalen- wölbung und Kiel in einer zur Beurteilung hinreichenden Weise hervortreten zu lassen. Andererseits stellen manche nur unvollständige Stücke, z.B., die ACHEPOHLSs, dar‘), oder sie geben kein objektives Bild der Spezies, !) Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanstalt 1909, Bd. 59, S. 751. 2) Jahreshefte des V. f. vaterl. Naturkunde in Württemb. 1900. 3) Manual of the mollusea (1851), S. 274. *) Vergl. W. Hınp: a. a. O., S. 32 unten. sondern sind ein Phantasiegebilde des betreffenden Ver- fassers!). Für die zu wählende Art der Bezeichnung scheint mir die trinome Benennung die beste und geeignetste zu sein, denn sie ermöglicht, geringe, die Selbständigkeit einer Spezies nicht begründende Abweichungen doch in dem Namen zum Ausdruck zu bringen. Auch ist ja die in der Zoologie schon lange angewendete Benennungsart schon früher — QUEN- STEDT — und neuerdings wieder — u. a. von STEINMANN, WILCKENS, PAULCKE, SOLGER, W. DIETRICH — in der Palä- ontologie verwertet worden. Bei der Benennung der einzelnen Formenkreise werde ich stets, soweit angängig, den bekannten ältesten Namen als Typus für den Formenkreis wählen. Eine Ausnahme muß ich nur bei der einen Formenkreis, und zwar den ausgedehntesten, darstellenden bekannten Carbonicola (Anthracosia) carbonaria machen. Der Name Tellinites carbonarius ist erstmals von V. SCHLOTHEIM’) für einen Zweischaler aus den Tertiär- (wohl Eocän)kohlen von Häring in Tirol angewendet worden. Die Form kommt sowohl dort, wie auch in anderen Tertiär- ablagerungen, so z. B. denen Rheinhessens, vor. Der Name ist dann von AMmI BouE°’), der wohl durch die Angabe V. SCHLOTHEIMs: „aus dem Dachgestein des Kohlenlagers von Häring“ irregeführt ist, auf die carbonische Zweischalerform übertragen worden und dann — zuerst von BRONN wohl hauptsächlich durch seinen Index palaeontologiecus — weiter verbreitet worden. Etwa gleichzeitig ist noch J. F. KRÜGER?) in denselben Irrtum verfallen. Auch GOLDFUSS nennt in seinen „Petrefacta Germaniae“ als Synonym zu BRONNS Unio carbonarius „aus den Steinkohlenlagern von Niederstauffen- bach bei Kusel“ den Tellinites carbonarius V. SCHLOTN, So weitverbreitet und bekannt auch diese Bezeichnung in Deutschland ist, so glaube ich doch, sie der Tertiärmuschel, ) So urteilt W. Hınp — S. 24 und 40/41 — über Lupwiss Abbildungen folgendermaßen: „The chief thing to be noticed on com- paring the originals with the drawings is the amount of invention and artistic embellishment, which have made crushed and damaged specimens appear as perfect. In one case the fossil itself is invented . .“ „LUDWIG altogether untrustworthy“* „The hinges of LupwiGs ... are pure artistic inventions. .* 2?) Petrefaktenkunde, S. 189. 3) Journal de Physique 1822 (Memoire geologique sur l’Alle- magne). Deutsche Ausgabe 1829 von LEONHARD (S. 191). *) Geschichte der Urwelt, 1823, Bd. 1I, S. 438, und Urweltliche Naturgeschichte, 1825, Bd. II, S. 331. 30* der sie ursprünglich gegeben war, belassen zu müssen, und schlage vor, da mehrere (z. B. Goldfussiana, tellinaria) zu diesem Formenkreis gehörige Spezies der älteren Autoren in- folge der Unsicherheit der Bestimmung mehrfach mit Spezies anderer Formenkreise zusammengeworfen sind, als Typus für diesen Formenkreis die Carbonicola aquilina SOWERBY zu wählen, zu der man den zahlreichen HrxDschen Abbildungen zufolge auch etwas abweichende Formen stellen kann. Die einzelnen Formenkreise sind folgende: Genus Carbonicola M’Coy. Carbonicola aquilina SOWERBY (teste W. HınD). Ich bin im Zweifel gewesen, ob es nicht möglich ist, ähnlich wie CLESSIN alle heutigen deutschen Unionen zur U. cygnea stellt, auch unter einer Spezies alle jungpaläozoischen Formen mit bezahntem Schloßrande zu vereinigen. Ich glaube aber doch, da einzelne recht erhebliche Abweichungen zeigen, hiervon absehen zu müssen. Als Typus des Kreises mögen die HınDschen Figuren 2, 4, 6, 23, 24, 26—29 auf Tafel IX, 2—4, 16, 19—22 auf Tafel X dienen. Sie zeigen eine Muschel von etwas unregelmäßig ovalem Umriß, die größte Höhe liegt unter dem Schloß, bzw. auch etwas dahinter bis zur Mitte. Das Schloß selbst liegt, den oft leicht im Wirbel‘ geknickten Schloßrand meist etwas überragend, in etwa !/;—!, der Gesamtschalenlänge. Der Vorderrand geht in unregel- mäßiger Rundung in den Unterrand über; nur selten bildet er eine rammspornähnliche Form (IX, 4, 32, 33). Der Unter- rand steigt nach seinem hinteren Ende stets bald mehr, bald minder an. Der Hinterrand ist entweder zugerundet oder auch schief abgestutzt, so-daß dann Unter- und Hinterrand unter spitzem Winkel zusammenstoßen. Bezahnung: vorderer Seitenzahn, wenn überhaupt vorhanden, äußerst selten wahr- nehmbar. Kardinalzahn meist entwickelt, hinterer Seitenzahn als Leistenzahn stets vorhanden. Eindrücke des vorderen und hinteren Adductors meist wahrnehmbar, ersterer nahe am Schalenrande, daneben noch gelegentlich ein vorderer Hilfs- adductor. Ein Kiel, der vom Schloß zur hinteren unteren Schalenecke verläuft, ist fast immer vorhanden. Die Schalenoberfläche zeigt meist nur Anwachsstreifen. Die Größe unserer deutschen hierher zu zählenden Exem- plare geht etwa bis zu 4 cm herauf; im Durchschnitt sind sie 1,5—2,5 cm lang. Mit zunehmendem Alter rückt das Schloß a N scheinbar mehr nach vorn, da die auf dem vorderen Schalen- teil sehr eng gestellten Anwachsstreifen hinten zu divergieren beginnen. Ich stelle hierher auch solche Formen!) wie die, welche GOLDFUSS auf Tafel OXXXI als Figur 18, 19, KoNInckK auf Tafel H als 2, 5, sowie auf Tafel I unter 8, 10, 14, Kına — in: Annals and magazine of natural history, second series, XVII — auf Tafel IV unter 1 und 5 abbildet. Jübenso ver- einige ich unter dem Vorbehalt, daß die Abbildungen wahr- heitsgetreu sind (vgl. hierzu die Fußnote 1 auf S. 447), mit C. aquilına LUDWIGs Figuren — Palaeontographica VIII — auf ae iyv Rie. 7 und 16: und LXXT, Kig. E5, 16; 18,19, 21 und LXXII, Fig. 1— 4 und Palaeontographica XI, Tafel XXII, Fig. 8. Von den von mir beschriebenen und abgebildeten Formen vereinige ich die als C. Goldfussiana, carbonaria be- zeichneten ebenfalls mit diesem Formenkreis. Carbonicola thuringensis GEINITZ. Die Selbständigkeit dieses Formenkreises möchte gegen- über der Variabilität der C. aguwlına vielleicht zweifelhaft erscheinen. Indessen haben mir viele alte Formen vorge- legen, bei denen das Verhältnis der Länge zur Höhe, die Lage des Schlosses so sehr von der eben besprochenen (. aqui- lina abweicht, daß die Selbständigkeit gesichert erscheint. Das Schloß liegt zwar nie unmittelbar am Vorderende, aber stets sehr weit vorn, etwa in us der Gesamtlänge. Der Unterrand ist meist gerade oder höchstens unwesentlich aus- wärts gekrümmt und läuft dem Schloßrande parallel. Vorder- und Hinterrand sind von der ©. aguelina nicht unterscheidbar. Die Form erhält aber durch das weit vorn liegende Schloß ein viel schlankeres und schmaleres Aussehen, außerdem scheint die Höhe nie so groß zu sein wie bei (. aguilina. Der Kiel tritt selten mit Deutlichkeit hervor. Bei alten Exemplaren erscheinen auf dem hinteren Schalenteile häufig neben den Anwachsstreifen runzelige Anwachswülste Die Schloßzähne sind meist ebenso ausgebildet wie bei Ü. aguılina, ebenso auch die Muskeleindrücke, wenn auch der hintere Adductor meist weiter hinten seine Anhaftstelle hat. !) Es soll hierdurch die Selbständigkeit der Spezies im Sinne des Autors an sich nicht im mindesten angetastet oder beeinträchtigt werden, da sich mein Vorschlag nur auf deutsche limnische Vorkommen beziehen soll. AN — Carbonicola acuta SOWERBJY. Der vordere Schalenteil ist rundlich, der hintere besitzt dadurch, daß der Unterrand empor-, der im Wirbel geknickte Schloßrand abwärts strebt, die Form eines mehr oder minder spitzen, manchmal sogar gleichschenkligen Drei- ecks. Bei dieser Form trıtt zuweilen auch noch ein kurzer leistenförmiger Vorderzahn auf; der hintere Seitenzahn ist meist entsprechend gekürzt; die Muskeleindrücke sind normal. Die ganze Muschel ist meist kleiner als die beiden vorigen Formen. Hierher wären auch die von HınD als (. robusta abge- bildeten Formen zu stellen. Carbonicola sarana!) mihi. Für diesen Formenkreis muß ich zur Vermeidung von Verwechselungen eine neuere Bezeichnung wählen, da die früheren Speziesnamen sowohl für fossile wie auch rezente Formen angewendet werden — vgl. den Kleindruck auf S. 240 im Zentralblatt für Mineralogie usw. 1908, Heft 8. Der Umriß der Schale ist beinahe parallelepipedisch, die Gesamtlänge höchstens doppelt, meist eineinhalbmal so groß als die Höhe. Schloß- und Unterrand sind fast stets ganz gerade und nahezu einander parallel; der Hinterrand bildet mit dem Unterrand einen Winkel von etwa 70° mit dem Oberrand einen solchen von 110°. Der Vorderrand ist un- regelmäßig: zugerundet und im allgemeinen weniger stark aus- wärts gekrümmt als sonst bei diesen Muscheln. Daher entsteht eine Form, die fast rhombisch zu nennen ist. Die Muschel ist meist nur flach gewölbt. Kardinalzahn selten beobachtet, der hintere Seitenzahn als Leiste auf dem Schloßrande ge- wöhnlich deutlich. Muskeleindrücke habe ich nicht beobachten können. Die Größe überschreitet 1,5 cm bei den Exemplaren, die mir von verschiedenen Vorkommen vorgelegen haben, nicht. Neben diesen durch zahlreiche Funde aus deutschen limnischen Carbon- und Dyasbildungen belegten Formenkreisen kommen vielleicht höchstens noch zwei Formen in Betracht, !) Nach einer liebenswürdigen Mitteilung von Herrn Professor Dr. E. ZImMERMANN ist das Adjektiv saranus gebräuchlicher als die von mir ursprünglich angewandte Form saravanus. | darunter die C. palatina mihi, die sich nicht ohne weiteres in die genannten großen Formenkreise einreihen lassen. Da aber bisher immer nur wenige solche Muscheln bekannt geworden, oft sogar nur 1 oder 2 Exemplare, so möchte ich vorläufig davon absehen, sie ebenfalls als Typen größerer Formenkreise anzusprechen, zumal man bei einigermaßen gutem Willen diese Spezies als Unter- oder Nebenformen bzw. Va- riationen eines der obigen: Formenkreise auffassen kann. So läßt sich die C. palatina mihi dann an (. aquilina an- schließen, wenn man annimmt, daß der Unterrand sich auch etwas einwärts krümmen kann. Derartiges zeigen z. B. auch die Hınpschen Figuren 3, 5, 11 auf Tafel X, so daß man bei dem großen Variationsvermögen dieser Form derartige Ab- weichungen noch mit gutem Gewissen verantworten kann. Ebenso kann man die von mir als ©. nucularıs bestimmten Stücke aus Mährisch-Ostrau unbedenklich zu C. aguilına stellen. Genus Palaeanodonta AMALITZKY. Durch Verlust der Schloßelemente geht die Gattung Carbonicola in Palaeanodonta über. Diese Vereinfachung ging, wie es scheint, langsam vonstatten, und zwar hielt sich am längsten der hintere leistenförmige Seitenzahn, der nur ganz allmählich verschwindet, manchmal vielleicht als Ligament- leiste auch noch persistiert. Doch könnte auch andererseits die Leiste, die als Anhaftstelle für das äußere Ligament angesprochen wird, so zu erklären sein, daß sie sich erst nach Verlust der Schloßzähne stärker ausbildete, weil nunmehr bei dem Fehlen des Schloßscharniers die Not- wendigkeit einer stärkeren Verbindung der beiden Schalen vorlag als früher, wo ein großer Teil des Zusammenhaltes dem jetzt obliterierten Schloß zufiel. Der Verlust selbst ist entweder als Rückbildung bzw. Re- gression zu deuten oder als eine Vereinfachung, die dadurch mög- lich wurde, daß die bezahnten Muscheltiere sich an Stellen ansiedelten, wo die Strömung schwächer war, oder daß sie in Altwässer oder Seen einwanderten, wo auch infolge geringerer Strömung nicht mehr die Notwendigkeit einer so festen und innigen Verbindung der beiden Klappen vorlag. Dieser Verlust des Schlosses trat bei allen zu den Anthracosiiden gerechneten carbonischen Zweischalern, bald früher, bald später, ein; denn wir haben in Deutschland im Mittel- bzw. Oberrotliegenden keine bezahnten Formen mehr. Da somit alle bezahnten Formen zahnlos werden, so werden wir unter den zahnlosen Paläanodonten auch an- fänglich dieselben Formenumrisse wiederfinden wie bei Carboni- — 452 — cola, und erst später werden einige Formen sich herausbilden, welche wir nicht unmittelbar mit den Formenkreisen von Carbonicola in Beziehung zu setzen vermögen. Im allgemeinen werden aber, wenigstens bei den Palä- anodonten aus unseren deutschen Rotliegendbildungen die Unterschiede im Schalenumriß immer unbedeutender werden, so daß die Durchführung der Formenkreise der Carbonicola, namentlich die Unterscheidung der weniger differenten Formen wie (. aquilina, C. thuringensis und C. acuta, einige Schwierig- keiten bereiten wird. Es wird sich daher hier vielleicht empfehlen, die Variationsmöglichkeit etwas größer zu wählen. Ebenso wird man, wenn man in den fossilen Palä- anodonten Muscheln sieht, für die — abgesehen vom Klima — die gleichen Lebensbedingungen maßgebend gewesen sind wie für die heutigen Anodonten, bei der Bestimmung nicht zu engherzig vorzugehen haben und immer jedem einzelnen Tiere eine gewisse Variabilität, eine gewisse Formveränderungs- möglichkeit zugestehen müssen. Betrachtet man unter diesem Gesichtspunkte den Umriß der von BUCHNER als Subva- rietäten oder Formen der einen einzigen Spezies Anodonta cygnea abgebildeten Muscheln und vergleicht dann damit den Umriß des großen Heeres der Zweischaler, die uns AMALITZKY als eine ganze Reihe selbständiger Spezies vorführt, dann sieht man, daß die Abweichungen der ‘ezenten Sub- varietäten bedeutender sind als die der selbständigen fossilen Spezies des russischen Forschers. Mir erscheint daher, die Richtigkeit des obigen Satzes vorausgesetzt, die Zersplitterung hier zu weit getrieben. An sich sind z. B. auch die Differenzen zwischen Palaeanodonta Fischeri (Fig. 35), P. Okensis (Fig. 28, 29), P. Castor (Fig. 40) und P. subcastor (Fig. 30) so heikel, daß man bei weniger gut erhaltenen Stücken sicher in Zweifel kommen muß, welcher Spezies das schlechterhaltene Stück zuzuweisen ist. Ich glaube daher, auch hier für unsere fast regelmäßig sehr schlecht erhaltenen Formen eine Vereinfachung vorschlagen zu müssen. Nach meiner Auffassung würden folgende vier Formen- kreise genügen: Palaeanodonta Castor EICHWALD. Dieser Formenkreis geht aus (. aquilina, ©. thuringensis und (C. acuta hervor. Er umfaßt alle Muscheln, die einen mehr oder minder ovalen Umriß besitzen. Die Lage des Wirbels schwankt zwischen !/; und !/; der Gesamtlänge; der —. 453, — Kiel ist bald deutlich, bald auch nur angedeutet, Muskel- eindrücke normal, gelegentlich eine wenig scharfe Ligament- leiste. Der hinter dem Kiel gelegene Schalenteil erscheint manchmal etwas eingesenkt, so daß am hinteren Schloßrande eine kleine Zuschärfuhg zu beobachten ist. Größe recht variabel, jedoch meist nicht über 3 cm Länge hinausgehend. Die größte Höhe der Muschel liegt unter oder nur wenig hinter dem Wirbel. Es wären hierher außer den oben genannten Formen AMALITZKYs noch zu stellen: P. bicarinata KEYSERLINGK, P. Fritschi, P. jaba, P. Posepnyi und P. sphenoides') mihi. Palaeanodonta Verneuili AMALITZKY. Der vorigen Form sehr ähnlich, nur daß der Unterrand sich stets einwärts krümmt. Ob man in diesem Formenkreis einen durchaus selbständigen zu erblicken hat oder ihn, wie ich es bei (C. palatina tat, an den vorigen anschließen kann, erscheint fraglich. Während aber die (. palatına ziemlich vereinzelt dasteht, haben wir hier wenigstens zwei Spezies, darunter die ziemlich verbreitete namengebende, so daß vor- läufig die Seibständigkeit gesichert erscheint. Hierher stelle ich auch meine P. Petraschecki. Palaeanodonta Ernae mihi. Diese, wenn auch bisher in unseren deutschen Ab- lagerungen ziemlich vereinzelt dastehende Spezies glaube ich doch als einen selbständigen Formenkreis beibehalten zu müssen, da sie im Umriß und der Lage des Wirbels von B. Castor erheblich abweicht. Der Wirbel liegt stets hinter dem ersten Drittel der Gesamtlänge, häufig fast ın der Mitte. Vorder-, Unter- und Hinterrand bilden fast einen Halbkreis, dessen Mittelpunkt etwas über dem Wirbel liegt. Wölbung der Schale ist ziemlich erheblich; Anwachs- streifen und starke Anwachswülste sind reichlich vorhanden; ein Kiel fehlt. Gesamtlänge etwa 2 cm. Die Form hat unter den bekannten Carbonicola-Arten keinen Vorgänger, so daß sie als eine selbständig erst nach Verlust der Schloß- elemente aus P. Castor hervorgegangene zu bezeichnen ist. 1) Diese Form vermittelt vielleicht den Übergang zu dem Genus Najadltes.' —_ AA — Palaeanodonta parallela AMALITZKY. Diese Form ist aus der Ü. sarana hervorgegangen, die sich nach Verlust des Schlosses streckt, so daß das Ver- hältnis zwischen Länge und Höhe, das bei (C. saruna eigent- lich nicht über 2:1 hinausgeht, hier oft bis zu 5:1 steigt. Immer bleiben aber Schloß- und Unterrand gerade und einander fast parallel, der Hinterrand ist ebenfalls meist gerade und steigt in einem Winkel von etwa 70° zum Schloß- rande empor. Der Vorderrand ist verschieden gestaltet. Kiel und Ligamentleiste vorhanden oder auch fehlend. Länge bis zu 3 cm. Hierher wäre auch die P. rectangularis AMALITZKY zu stellen. Diese Ausführungen beziehen sich in erster Linie, ja fast ausschließlich auf das limnische Jungpalaeozoicum Deutschlands, wie ich nochmals betonen möchte. Inwie- weit sie auch auf die in paralischen Carbonbildungen vor- kommenden Zweischaler anwendbar sind, bleibe einer weiteren Spezialuntersuchung vorbehalten. | Zum Schluß habe ich mich noch über die Frage der Horizontalbeständigkeit der einzelnen Formen (nicht Formenkreise) oder Varietäten zu äußern. Es mag den An- schein erweeken, als ob durch die vorliegenden Ausführungen die Horizontalbeständigkeit geleugnet oder in Zweifel gezogen werden solle. Demgegenüber stelle ich fest, daß Spezial- untersuchungen an den Faunen der einzelnen Vorkommen stets eine gewisse Reihenfolge im Auftreten der einzelnen Formen erkennen lassen, daß also mit Hilfe einer unzwei- deutig bestimmten charakteristischen Form oder besser einer Reihe von Formen das Alter einer Schicht strati- graphisch innerhalb eines Beckens bestimmbar ist. Natur- gemäß wird aber die Reihenfolge des Auftretens der einzelnen Formen auch innerhalb Deutschlands nicht überall die durch- aus gleiche, die Vergesellschaftung zu Faunen eine andere sein. Denn wir haben es ja immer mit Einzelbildungen, wenigstens im Rotliegenden, zu tun, die miteinander keinen Zusammenhang hatten. Es wird daher die Aufeinanderfolge der Entwicklungsreihen in den einzelnen Becken nur im großen und ganzen übereinstimmen, in Einzelheiten aber Abweichungen zeigen, die ein Spezialstudium aber zutage zu fördern im- stande ist. Die Abweichungen in den Einzelheiten werden um so geringer sein, je näher. die Vorkommen aneinander liegen, — um so größer, je weiter sie voneinander entfernt sind. Es wird daher möglich sein, die einzelnen Vorkommen El Böhmens durch Vergleichung der Faunen zu parallelisieren, nicht aber z. B. Niederschlesien und die Saarbrücker Gegend. Andererseits wird es auch nicht angängig sein, Nieder- und Oberschlesien miteinander in Beziehung zu setzen, da das eine limnischer, das andere paralischer Entstehung ist. Im allgemeinen läßt sich sagen, daß die Schwierigkeiten, auf Grund der Muschelfaunen Schichten zu parallelisieren, im Osten Deutschlands, besonders in Niederschlesien, nach meinen Erfahrungen gering sind, daß sie aber wachsen, je weiter man nach Westen fortschreite.. Es scheint mir das seinen Grund darin zu haben, daß im Osten die Verbindung mit dem Meere erst spät unterbrochen worden ist. So weisen in Nieder- schlesien noch die Waldenburger Schichten i. e. S. Anklänge an eine Verbindung mit dem offenen Meere auf. Im Saarrevier sind aber zweifellos die Verbindungen viel früher unterbrochen, da hier die varistische Faltung schon früher einsetzte und das Meer zum Rückzuge nach Norden zwang. Denn bereits im oberen Untercarbon haben wir hier im Süden sicher Festland oder doch mindestens nur noch Küstennähe anzunehmen, wie das Steinkohlenvorkommen von Diersburg-Berghaupten in Baden beweist, das nach den Pflanzenfunden dem ÖOstrauer Carbon gleichsteht, also noch dem untersten Obercarbon angehört, einer Zeit, wo in Niederschlesien noch marine Bildungen zur Ab- lagerung gelangt sind, wo die negative Bewegung des Meeres eben erst einzusetzen beginnt. Die Anpassungsfähigkeit an andere Lebensbedingungen ist es, die die Veränderung dieser Formen hervorbringt. Je länger daher dieselben äußeren Bedingungen auf eine solche Fauna einwirken, desto geringer werden die Veränderungen sein, die die Fauna noch durchmacht. Im Saarrevier haben wir schon lange einen großen kontinentalen Binnensee zu einer Zeit anzu- nehmen, wo wir im Osten erst allerdings bereits völlig ausgesüßte Lagunen oder Haffe noch in Küstennähe haben. Es werden dementsprechend zu gleicher Zeit im Westen bereits die Muscheln ihre Anpassung an die gegen ehedem geänderten Lebensbedingungen zu Ende geführt haben, während wir im Osten sie noch in der Umwandlung begriffen sehen. Ich fasse das eben Gesagte zusammen: Seit je kürzerer Zeit die Verbindung mit dem Meere unterbrochen, desto differenter werden in ihrem Äußeren die einzelnen Formen noch sein, desto eher wird man sie zur Horizontierung benutzen können. Andererseits bedingt eine lange Unter- brechung der Verbindung mit dem Meere, daß die Formen bereits sehr indifferent und äußerlich ununter- ae scheidbar geworden sind und somit für die Horizon- tierung nicht mehr den vollen Wert besitzen. Immer- hin wird aber auch in solchen Becken die Vergleichung des Gesamtbildes der Fauna stratigraphische Schlüsse zu- lassen, wenn auch naturgemäß hier für die Sicherheit der Parallelisierung weitere Momente mit herangezogen werden müssen. Stratigraphisch wertlos sind nur die Funde einzelner Paläanodonten derselben Spezies oder Form, während eine sich aus verschiedenen Formenkreisen der Genera Carbon:- cola und Palaeanodonta zusammensetzende Fauna stets zu vollwertigen Schlüssen des geologischen Alters einer Schicht berechtigt. Die gegenteilige Ansicht früherer Zeiten ist durch die Unsicherheit der Bestimmung an sich, die viel- fach in der mangelhaften, oft noch obendrein allzu phantasie- vollen Wiedergabe der einzelnen Spezies seitens der Autoren ihre Erklärung findet, andererseits darin begründet, daß man nie die gesamte Fauna verglichen und daraus seine Schlüsse abgeleitet hat, sondern daß man sich auf einen einzelnen Fund zu stützen suchte. Leitfossile im Sinne einer (alceola sandalina, einer Avicula contorta, eines Stringocephalus Burtini sind die Antracosiiden zwar nicht, aber stratigraphisch wertlos sind sie auch nicht, wenn man nicht ein einzelnes Individuum, sondern die gesamte Vergesellschaftung zu einer Fauna, die sogenannte Tiergesellschaft, betrachtet. 37. Nochmals das Silur im Kellerwalde. Von Herrn R. Lersıvs. Darmstadt, den 8. Juni 1910. In der jüngst erschienenen Nr. 3 dieser Monatsberichte haben A. DENCKMANN und ©. H. ERDMANNSDÖRFFER sich über meine Bedenken geäußert, die ich im Notizblatt für 1908 segen A. DENCKMANNs Silur im Kellerwalde erhoben hatte. Da beide Herren keine sachlichen neuen Gesichtspunkte in ihren Entgegnungen aufstellen, kann ich nur wiederholen: Solange A. DENCKMANN sein neues System von Silurstufen im Keller- walde nicht durch eine Beschreibung von charakteristischen Silurfossilien beglaubigt hat, muß die ältere Auffassung be- stehen bleiben, welche diese Schichten in das Devon gestellt ER NN hat. Nur durch die von A. DENCKMANN im Kellerwalde auf- gefundenen Graptolithen und die Cardiola interrupta sind an einigen Punkten im Kellerwalde Silurschiefer wie im Harze nachgewiesen; alle seine übrigen Silurschichten schweben in der Luft, solange keine bestimmten, charakterisierten Silur- fossilien daraus bekanntgemacht werden. . ©. H. ERDMANNSDÖRFFER findet eine petrographische Ähnlichkeit zwischen dem Bruchberg-Acker-Quarzit auf dem Harz und dem „Wüstegarten-Quarzit“ DENCKMANNS im Keller- walde.e. Da A. DENCKMANN aus seinem Wüstegarten-Quarzit kein einziges Silurfossil angegeben oder beschrieben hat, werden sowohl diese Quarzite wie die Bruchberg- Acker-Quarzite so lange als devonisch bestehen bleiben müssen, bis ein anderes Alter durch charakteristische Fossilien nachgewiesen ist. OÖ. H. ERDMANNSDÖRFFER nennt kein Silurfossil aus den Bruchberg-Acker-Quarziten des Harzes. Jeder Geologe, der den Kellerwald kennt, wird mir zu- geben, daß in diesem niedrigen Waldgebirge mit seinen wenig tief eingeschnittenen Tälern und mit seinem Mangel an Fossilien die Lagerung des äußerst komplizierten präcarbonischen Ge- birges nicht erkannt werden kann mit einer solchen Sicher- heit, daß dabei auf leitende Fossilien verzichtet werden kann. A. DENCKMANN gibt an, daß die „Gesamtmächtigkeit“ des Devons im Kellerwalde (vom Ober- bis ins Unterdevon, Siegener Grauwacken) zwischen 6 und 15 m betrage; „dieses zweifellos geringmächtige Devon wird von meiner Silurschichten- folge unterlagert“. Also im kleinen Kellerwalde soll das ganze Devon (Unter- bis Oberdevon!) eine Mächtigkeit von 6—15 m besitzen; dagegen in dem großen Niederrheinischen Schiefer- gebirge und im Harze besitzt dasselbe Devon eine Mächtigkeit von mehreren tausend Metern. Der Kellerwald ist doch ein Teil, und zwar ein sehr kleiner Teil, des seit 100 Jahren durchforschten und daher im ganzen recht gut bekannten prä- carbonischen Devongebirges, das von Nordfrankreich bis Ruß- land durchzieht. A. DENCKMANN müßte zuerst nachweisen, warum das Devon im Kellerwalde nur 6—15 m, dagegen in dem anstoßenden Niederrheinischen Schiefergebirge 2000 bis 3000 m mächtig ist. Die Methode der Untersuchung im Kellerwalde müßte also den umgekehrten Weg einschlagen, den A. DENCKMANN gegangen ist: nicht der Kellerwald mit , seinen sehr schlechten Aufschlüssen und seinem Mangel an Fossilien ist für das Niederrheinische Schiefergebirge und für den Harz maßgebend, sondern umgekehrt: der Bau dieser beiden großen Gebirge mit ihren überall durchziehenden Falten- a A überschiebungen, und das präcarbonische System der Stufen, gestützt durch seit einem Jahrhundert dort fleißig gesammelte und sorgfältig beschriebene Fossilien, muß angewendet werden auf den Kellerwald. Solange DENCKMANNSs neues Silursystem auf den Keller- wald beschränkt blieb, konnte man schweigen und anerkennen, daß A. DENCKMANN dieses undurchsichtige kleine Waldgebiet wenigstens durch einige Graptolithen und die Cardiola inter- rupta belebt hat. Aber sobald DENCKMANNs gesamtes und im einzelnen unbewiesenes Silursystem die Grenzen des Keller- waldes überschritt und in das Dillgebiet durch Em. KaysEr und in den Harz durch O. H. ERDMANNSDÖRFFER übertragen werden sollte — nach beiden Seiten ohne eine Spur von Silur- fossilien — mußte ich im Interesse der Geologie von Deutsch- land gegen diese Versuche protestieren, damit wir nicht in ein neues „Hereyn“ zurückfallen, an dem die deutsche Geologie lange genug gelitten und unnütze Zeit und Kräfte verloren hat. Wir erwarten zunächst, daß A. DENCKMANN die angeb- liche Silurfauna aus seinen verschiedenen Silurstufen des Keller- waldes veröffentlicht — selbst seine Graptolithen sind bisher nicht genauer bestimmt worden; als einzige sichere fossile Art nennt A. DENCKMANN die (ardiola interrupta, welche bekannt- lich aus dem Harze schon von A. ROEMER als ein typisches Silurfossil beschrieben wurde!). Sonst nennt A. DENCKMANN nur einige zweifelhafte Fossilreste, ohne ihre Arten zu be- schreiben. Mit einem so dürftigen Fossilmaterial kann man nichts beweisen, kann A. DENCKMANN keinen Geologen, der das präcarbonische Gebirge in Norddeutschland kennt, irgend- wie überzeugen, daß das gesamte devonische Schichtensystem im Kellerwalde nur eine Mächtigkeit von 6-15 m besitzen soll. Diese angeblich so geringe Mächtigkeit des gesamten Devons im Kellerwalde rührt vermutlich daher, daß erstens A. DENCKMANN dem Devon, und zwar besonders dem Mittel- devon, den größten Teil seiner Schichten nimmt und sie in sein angebliches Silursystem stellt; zweitens aber daher, und zwar hauptsächlich, daß die außerordentlich starken und häufigen Überschiebungen, Auswalzungen und Verquetschungen des präcarbonischen Faltengebirges, wie wir sie aus den guten Aufschlüssen im Harze kennen, in dem waldbedeckten, niedrigen Kellerwalde nicht erkannt und auf keine Weise auf längere Strecken hindurch verfolgt werden können. !) Siehe die Darstellung der Harzer und ostthüringischen Silur- schichten im II. Bande meiner Geologie von Deutschland 1910. Neueingänge der Bibliothek. 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Monatsberichte der Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr. 7. | 1910. Protokoll der Sitzung vom 6. Juli 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und erteilt dem Schriftführer das Wort zur Verlesung des Protokolls der letzten Sitzung. Das Protokoll wird verlesen und genehmigt. Als Mitglieder wünschen der Gesellschaft beizutreten Herr Bergreferendar SEMMEL, Gera (Reuß), Moritzstr. 11, vorgeschlagen von den Herren RAUFF, SCHEIBE, BEY- SCHLAG. Herr Kgl. Oberbergamtsmarkscheider C. FREMDLING, Dortmund, Knappenbergerstr. 108, vorgeschlagen von den Herren BAERTLING, MESTWERDT und W. E. SCHMIDT. Herr W. C. KLEin, Bezirksgeologe für Süd-Limburg, in Heerlen, Niederlande, vorgeschlagen von den Herren WUNSTORF, FLIEGEL und VAN WATERSHOOT VAN DER GRACHT. Herr ADOLF RIEDEI, cand. geol., Braunschweig, Gauss- str. 25 und Herr HAns KRAUSS, cand. geol., München, Luisenstr. 17, beide vorgeschlagen von den Herren BROILI, ROTH- PLETZ und G. SCHULZE. Der Vorsitzende legt die eingegangenen Druckschriften vor und erteilt Herrn TORNIER das Wort zu seinem Vortrage: „Gegen neuere Diplodocus-Arbeiten“!). An der Diskussion beteiligen sich Herr STREMME und der Vortragende. !) Der Vortrag wird als briefliche Mitteilung im nächsten Bericht. erscheinen. ’M CONn all — An Dann sprach Herr RANGE. zur Geologie des Nama- landes (Deutsch-Südwestafrika). Über die im Namaland auftretenden Formationen ist in dieser Zeitschrift im Jahrgang 1909, Bd. 61, Monatsber. Nr. 2 berichtet. Die rein wissenschaftliche Tätigkeit wurde natur- gemäß dadurch eingeschränkt, daß man von dem im Neulande arbeitenden Geologen zunächst praktische Resultate erwartete. Wie an oben genannter Stelle ausgeführt ist, gliedern sich die Schichtensysteme des Namalandes wie folgt: I. Primärformation. Diese Primärformation ist wieder in drei Abteilungen zerlegt, 1. einen Gneisgranithorizont, 2. einen Gneisschieferhorizont, ö. einen Schieferhorizont. II. Namaformation. Diskordant auf den alten Schichten liegt ein etwa 2 Kilometer mächtiges System von Sedimenten, das ich, wie folgt, gegliedert habe: Fischflußschiefer und Sandstein, grüner Schiefer und heller Sandstein, Schwarzkalk, Kuibisquarzit, Arkose, Basalkonglomerat. Ich möchte diese Gliederung jetzt insofern erweitern, dab ich die einzeinen Horizonte nicht mehr rur nach der petro- graphischen Beschaffenheit ihrer Leitschicht bezeichne, sondern ihnen Lokalnamen beilege, um eine abweichende Ausbildung in anderen Teilen des Schutzgebietes mit demselben Namen bezeichnen zu können. So soll jetzt Horizont 1 und 2 als Basalschichten zusammengefaßt werden. Nr. 3, Kuibis- quarzit, wird Kuibisschichten genannt. Der dritte Horizont sind die Schwarzkalkschichten (früher 4). Auf diese folgen die früher als 5 bezeichneten grünen Schiefer und hellen Sandsteine, welche jetzt den Namen Schwarzrandschichten erhalten sollen, da sie vorzugsweise an der Westseite des Schwarzrandes entwickelt sind. Der Name — 463 — Fischflußschichten bleibt bestehen. Die Schwarzrand- schichten und Fischflußschichten rechne ich zu der oberen Namaformation, während ich die Basalschichten, Kuibisschichten und Schwarzkalkschichten als untere Namaformation zusammen- fasse. Im übrigen wird auf die beigegebene Tabelle verwiesen. III. Karooformation. Der einzige sicher mit den im englischen Südafrika auf- tretenden Formationen zu parallelisierende Horizont ist das Glazialkonglomerat der Karooformation. Über seine Ent- decekung ist in dieser Zeitschrift 1908, Bd. 60, Monatsber. Nr. 3 berichtet. Ich muß unter allen Umständen daran fest- halten, daß ich das Konglomerst zuerst richtig gedeutet habe. Denn wenn auch HARTMANN etwa gleichzeitig zwischen Rundklippgeröllen und Plattklippgeröllen unterschieden hat, so war ihm doch entgangen, daß eben seine Rundklippgerölle dem Glazialkonglomerat angehörten. Ebensowenig hat LOTZz in seiner Mitteilung (diese Zeitschrift 1907, Monatsber. Nr. 8) eine Angabe über das Auftreten des Glazialkonglomerats gemacht, er spricht nur von jüngeren Horizonten, die in der Umgebung von Keetmanshoop aufträten. Das erwähnt übrigens schon STROMER VON REICHENBACH 1896, der zur Karoo- formation gehörige Schiefertone als Slangkopmergel bezeichnet. GOTHAN spricht in dieser Zeitschrift 1908, Bd. 60, Monats- ber. Nr. 2 auf Grund zweier fossiler Hölzer, von denen er eines Dadowylon scleroticum nennt, gleichfalls die Vermutung aus, daß die Hölzer der Karooformation angehören. Eine interessante Tatsache ergab die Bestimmung einiger Zweischaler, welche ich an Herrn SCHRÖDER gesandt hatte. Derselbe identifizierte sie mit Eurydesma sp., die in Karoohorizonten Indiens und Australiens vorkommt. Die Feststellung eines marinen Horizonts über dem Glazialkonglomerat ist neu für Südafrika. Die hangenden Schiefer und Sandsteine führen an verschiedenen Orten, so bei Keetmanshoop, Gellap, Daberas, Mukorub, Goamus und Kranzfontein Reste von Landpflanzen, doch ıst es bisher noch nicht gelungen, etwas Brauchbares zu adentifizieren. Die Karooschichten gliedere ich vorläufig in: Karoosandsteinschichten, Eurydesma-Schichten, Glazialschichten. Salz IV. Randliche Anlagerungen. Im Jahre 1907 habe ich zuerst an der Küste gegenüber Sinclairs Island Horizonte beobachtet, die ein wesentlich jüngeres Alter haben mußten als alle mir bisher bekannt gewordenen Formationen. In der oben genannten Mitteilung von 1909 wurde damals die Vermutung ausgesprochen, daß es sich um Kreideschichten handeln könne. MERENSKY hat dann aus ähn- lichen Horizonten 3 Fossilien, Protocardium Hillanum, Zaria bonnei, Turitella meadi, namhaft gemacht und parallelisiert. dieselben der oberen Kreide, den Umtanvuna Series Südafrikas. Herrn J. BÖHM konnte ich jetzt einige von einigen anderen Herren und mir gesammelte Fossilien vorlegen, die ihn ver- anlassen, den Horizonten, denen diese Fossilien entstammen, ober- oligocänes oder gar miocänes Alter zu geben. Es handelt sich um eine Aturia, einen Nautiliden, der vom Danien bis Miocän reicht, eine Ostrea geologisch jungen Alters und eine Turritella, welche der heute noch lebenden 7. üngulina L. nahe verwandt ist. Diese T7urritella ist das Leitfossil der Schichten. Da genauere Untersuchungen des Gebiets noch fehlen, ist es sehr wohl möglich, daß sowohl Kreide wie Tertiär dort auftritt, weil die beiden Fundstellen von Fossilien ca. 30 km auseinander liegen. V. Die Deckschichten. Zwei ausgedehnte mit jungen Landsedimenten erfüllte Ge- biete sind im Süden des Schutzgebietes entwickelt. Einmal ist der die Küste begleitende Wüstenstreifen größtenteils von solchen bedeckt, und zweitens wird die große zentrale Senke, das Kalaharibecken, von ihnen gebildet. Die jungen Sedimente der Namib sind Kiesel- und Kalkkrusten, welche Schotter- flächen oder flache Wannen im Urgebirg bedecken, oder Flug- sanddünen. Die Schuttmassen der mit Detritus erfüllten Wannen zeigen oft bedeutende Mächtigkeit, so wurden in Bohrlöchern bis 95 m lose Aufschüttung durchsunken. Die Bohrproben ergaben Lehme, Mergel, Sande, Kiese, auch harte ehemalige Oberflächenkalkkrusten in stetem Wechsel und ließen erkennen, daß analoge klimatische Verhältnisse, die solche Ab- lagerungen bilden konnten, schon beträchtliche Zeit andauern. Das Flugsanddünengebiet zwischen Lüderitzbucht und Swakop- mund gehört mit einer Längserstreckung von über 400 km und einer Breite von 20 bis 100 km zu den größeren Dünen- gebieten der Erde. Die Höhen der Dünen sind beträchtlich und erreichen bis 50 m. Der Gesamtwall fällt bisweilen aan 200 m steil ab, doch wird dann wohl in der Regel ein Ge- birgskern darunter stecken, so daß die Sandmächtigkeit geringer ist. Die Kalahari wurde im letztvergangenen Südsommer ein- gehend bereist, damit dort die Wassererschließung seitens der Regierungsbohrkolonnen einsetzen könnte. Die Karoo- und Fisch- flußschichten schießen mit flachem Finfallen nach Ost unter die Deckschichten ein oder haben schwebende Lagerung. In den hangendsten Sandsteinlagen derselben ist seitdem regel- mäßig in 30 bis 60 m Tiefe Wasser erschroten. Die Deck- schichten bestehen aus einem 30—60 m mächtigen Kalksand- stein, der oft grobe Gerölle der Karoo- und Namaformation sowie der weiter nördlich anstehenden Primärformation enthält. Ich sehe ihn als fluviatile Bildung an. Darüber liegt im Süden zu langgestreckten Dünenzügen aufgehäuft, weiter im Norden und Osten ein flachwelliges Sandfeld bildend der Kalaharisand mit einer mittleren Mächtigkeit von 3 bis 5 m. Die Wasserlosigkeit der Kalaharı rührt von der Wasser- durchlässigkeit der ÖOberflächenschichten her und kann nun, . nachdem der geologische Bau des Gebietes erkannnt ist, unschwer behoben werden. VI. Parallelisierung. Die Aufnahmen erstrebten eine möglichst vollständige Parallelisierung der im deutschen Schutzgebiete auftretenden Horizonte mit denen des englischen Südafrika. Das Fehien von Fossilien schloß die sonst übliche palaeontologische Methode aus. Wird nur nach petrographischer Ähnlichkeit parallelisiert, so sind selbst grobe Fehler nicht zu vermeiden. Erst eine von Nord nach Süd und Ost nach West durchgreifende Kartierung Südafrikas wird endgültig feststehende Resultate geben. Bisher konnte folgendes ermittelt werden: Das Glazial- konglomerat der Karooformation ist ein in beiden Gebieten auftretender Leithorizont. Die Fischflußschichten sind gleich den Swartmodder Series ROGERs, doch gibt er deren Stellung im Schichtensystem Südafrikas als unsicher an. Höchstwahr- scheinlich entspricht der nicht nur im Namaland, sondern - auch im Norden der Kolonie weit verbreitete Schwarzkalk den Dolomite Series des Transvaal. Wenn das einmal durch fort- laufende Kartierung zweifellos festgestellt ist, liegt die Parallelisierung der Horizonte wesentlich einfacher. Die zur Primärformation gestellten Gesteine entsprechen den Zwaziland Series bzw. Namaqualand schists und Malmesbury beds. Danach Deckschichten Karooformation obere untere Primär- formation Namaformation Deutsch-Südwestafrika (Namaland) ae keiten Alluviale Bildungen der Reviere und Pfannen, Flugsanddünen und OÖberflächenkrusten der Namib 5 Kalaharisand ca.9 m Kalaharikalksandstein bzw. Konglomerat 30—60 m Schichten mit Turritella cf. ungulina L., Aturia sp., | Ostrea sp. u. a. bei Buntfeldschuhhorn ran LM Schichten mit Protocardium hillanum, Zaria bonnei, Turritella meadü beim Bogenfels milde, vorwiegend hellfarbige Sandsteine Karoosandstein- mit dünnen Lagen dunkeler Schiefer- 200 schichten tone, beide mit Landpflanzen, verkieselte Hölzer häufig dunkle Schiefertone und diekbankiıge Eurydesma- harte Sandsteine, lokal mit Kurydesma | _ 100 m schichten sp. und Fischresten, verkieselte Hölzer häufig elsnslschichen Tillit und unmittelbar damit verknüpfte | 200 m geflammte Sandsteine Sandsteine, Schiefertone, Schieferletten, Fischflußschichten meist rötlich gefärbt, mit Wellenfurchen — >500m und Tongallen Schwarzrand- helleSandsteine, graugrüne bis schwarze | _ 300 m schichten Tonschiefer Schwarzkalk- dunkler, schwach dolomitischer Kalk oo schichten mit dunklen Schieferzwischenlagen helle, milde Tonschiefer, wenig mächtig, ee dünnplattige, harte, graue bis rötliche | . IKuluiss@llie I Jam Sandsteine, wenig mächtig, a Dickbankiger Quarzit : Arkose Basalschichten Konglomerat — 300 m Schieferhorizont — — Gneisschiefer- “= Be horizont Gneisgranithorizont = Er MH Eruptivgesteine Kapkolonie Transvaal | Europa — | — Jetztzeit I süperfieial deposits | 2 7 07 | | s Quartär — | = — = | = Mitteltertiär — Umtanyuna Series — Cenoman | Ecca Series | Eeca Series Rotliegendes Kimberlite | Karoodiabase | Mandelsteindecken und saure Eruptiva ? Quarzporphyr des Groot-Brukaros Dwyka Series Zwartmodder Series ‚Dwyka Series ? Waterberg Series ? Pretoria Series on | Obercarb = I |? Dolomite Series || _ _Alteres ( Palaeozoicum | ? Blackreef | Series Malmesbury beds and | intrusive Granite Namaqualand schists ] } und andere alte und | junge Eruptiv- Re | Swaziland Series Archaicum gesteine verschie- denster Art : : RE intrusıv „the old granite“* — A = ist es jetzt schon möglich, unsere Formationen denen des britischen Südafrikas mit einiger Wahrscheinlichkeit gleich- zuordnen (die beigegebene Tabelle gibt darüber Auskunft). Es kann an dieser Stelle keine eingehende Diskussion des Pro und Kontra gegeben werden; Näheres findet sich in meiner Arbeit, betitelt „Sketch of the Geology of German Namaqua- land“, welche in den Transactions of the Geological Society of South Africa 1910 erschienen ist. Auf die in den einzelnen Formationen auftretenden eruptiven Gesteine soll an dieser Stelle nicht näher eingegangen werden; das Wesentlichste findet sich gleichfalls in der Tabelle. VII. Die Diamantlagerstätten. Zum Schluß möchte ich mich noch kurz über die Diamant- vorkommen bei Lüderitzbucht auslassen. Die Herkunft der Diamanten ist noch genau so unbekannt wie bei ihrer Ent- deckung 'vor nunmehr reichlich zwei Jahren. Die verschiedenen Theorien, welche LOTZ und MERENSKY ausgesprochen haben, dürfen als bekannt vorausgesetzt werden. Herr SCHEIBE neigt, wie er in Vorträgen der letzten Zeit wiederholt betont hat, meiner Ansicht zu, daß primäre Lagerstätten, vermutlich Kimberlitschlote, entlang der heutigen Küste, vielleicht jetzt submarin oder auch von jungen Wüstensedimenten verhüllt, der aufbereitenden Wirkung der Meeresbrandung anheim- gefallen und sekundär in den Kiesen, aus welchen sie heute gewonnen werden, abgelagert sind. Die Bedeutung der Vorkommen ergibt sich aus den Produktionszahlen seit der Entdeckung der Diamantlagerstätten. 1908. . . 67000 Karat (inkl. Schürfsteine) 1909. . . 486000 (inkl. Pomona) 1910277.2383000 (bis 31. Mai) rund 9386000 Karat im Werte von etwa 25 Millionen Mark. Für 1910 sind ca. 900000 Karat Jahresproduktion zu erwarten, welche reichlich 20 Millionen Wert besitzen dürften. Das britische Südafrika produzierte 1907 ca. 5 Millionen Karat Diamanten. Es ergibt sich daraus, daß Deutschland mit einem knappen Fünftel an der Weltproduktion beteiligt ist. Da unsere Diamantlagerstätten nach dem Urteil aller Sach- verständigen, die längere Zeit dort weilten, noch auf Jahrzehnte hinaus lohnenden Abbau in ähnlicher Höhe gestatten, so ist die Bedeutung des deutschen Diamantbergbaues durch obige Zahlen genügend charakterisiert. — 114693. | — Zur Diskussion sprechen Herr SCHEIBE, der Vortragende, Herr vON ÖHEIMB und der Vorsitzende. Zum Schlusse trägt Herr STREMME vor: „Über den Durchbruch der Lüder durch den Fuldaer Graben.“ An der Diskussion beteiligen sich Herr SCHEIBE und der Vortragende. Darauf wurde die Sitzung geschlossen. Vv. W. 0. STREMME. RAUFF. BELOWSKY. a Briefliche Mitteilungen. 38. Hebung oder Senkung beim Rheinischen Schiefergebirge? Von Herrn W. Kranz. Swinemünde, den 15. Mai 1910. E Alle neueren Forschungen über das Rheinische Schiefer- gebirge verlangen eine mehrfache relative, horstartige Heraus- hebung des Rheinischen Schiefergebirges gegenüber seiner Umgebung'!). Die Erosionsbasis muß öfters im Laufe nament- lich der jüngeren Erdgeschichte tiefer gelegt worden sein, und es entstand die Frage, ob dies in der Hauptsache durch ab- solute Hebung des Gebirges selbst oder durch Senkung seiner Umgebung erfolgte. !) PuiLippson: Entwicklungsgeschichte des Rheinischen Schiefer- gebirges. Sitzungsber. Niederrh. Gesell. Nat. u. Heilk. Bonn 1899, Nat.-Sekt. 18. 9. 99, S. 48—50 und Verhandl. 7. international. Geographen- Kongresses Berlin 1899. — Ders.: Zur Morphologie des Rheinischen Schiefergebirges. Verhandl. d.14. Deutsch. Geographentages zu Köln 1905, S. 193—205. — ÖESTREICH: Studien über die Oberflächengestalt des Rheinischen Schiefergebirges.. PETERMANnNs Mitt. 1908, H. 4, 8.73 bis 78. — Ders.: Die Oberfläche des Rheinischen Schiefergebirges. Handelingen v. h. 12e. Natuur- en Geneesk. Congres 1909, S. 746: bis 752. — Ders.: PETERMAnKs Mitt. 1909, H.3, S. 57—62. — Ders.: Geologische und Geomorphologische Terrassenstudien. Diese Zeitschr. 1909, Monatsber. S. 157—161. — Morpzıor: Dr. K. OESTREICHS Studien über die Oberflächengestalt des Rheinischen Schiefergebirges. PrrERMmAnNs Mitt. 1908, H.5. — Ders.: Beitrag zur Gliederung und Entstehungsweise des Tertiärs im Rheinischen Schiefergebirge. Diese Zeitschr. 1908, Monatsber. Nr. 11. — Ders.: Ein Beweis für die Ante- zedenz des Rheindurchbruchtals usw. Zeitschr. Ges. Erdkunde Berlin 1910, Nr. 2 und 3. — E. Kaıser: Die Entstehung des Rheintals. Ges. Deutsch. Naturf. u. Arzte, Verh. 1908. — Ders.: Ausbildung des Rhein- tals zwischen Neuwieder Becken und Bonn—Kölner Bucht. Verhandl. d. 14. Deutsch. Geographentages zu Köln 1903, S. 206 ff. — STEIN- MANN: Das Diluviam am Rodderberg. Sitzungsber. Niederrhein. Ges. Nat. u. Heilk. Bonn 1906. — G. FrisgeEr: Diese Zeitschr. 1907, Monatsber. Ne. LOJADT. Wie in vielen anderen gleichartigen Gebieten, stehen sich auch hier die Ansichten diametral gegenüber. Die Mehrzahl der Geographen und einige Geologen nehmen mit PEnK!) an, daß sich das Rheinische Schiefergebirge wie ein Block über seine Umgebung absolut emporhob. LEPSIUS?) dagegen er- klärt das Gebirge als eine stehengebliebene Scholle, in die sich der Rhein von seinem ehemals höheren Niveau aus in demselben Maße nach der Tiefe einschnitt, als sein südliches Vorland, die oberrheinische Tiefebene, absank. Die folgenden Zeilen sollen dartun, welche wichtigen geophysikalischen Gründe der Annahme einer absoluten Hebung großer Schollen entgegenstehen®). Anschließend wird versucht, die Entwicklungsgeschichte des Rheinischen Schiefergebirges mit einem langsamen, aber stetigen Absinken seiner Umgebung und des Meeresspiegels in Verbindung mit der allgemeinen Kontraktion des Erdkörpers zu erklären. Die wichtigste Hypothese, nach der man selbständige absolute Hebung größerer Schollen der Erdrinde annehmen könnte, ist unzweifelhaft die Lehre von der Isostasie. Auf einem sehr plastischen, breiigen, wenn nicht flüssigen Unter- grund sollen die Massen aneinander vorbeigleitend in senk- rechter Richtung auf- und absteigen können. Ein solcher Untergrund ist aber mit sehr großer Wahrscheinlichkeit bei den in Betracht kommenden Teilen des Erdkörpers nicht vor- handen. Denn die neueren geophysikalischen Forschungen machen das Vorhandensein sehr plastischer oder gar flüssiger Magmazonen unwahrscheinlich und stellen fest, daß die Erde als Ganzes zwar in gewissem Sinne elastisch ist, aber etwa die doppelte Festigkeit des Stahles besitzt. Dementsprechend gering sind die Gezeiten der Gesteinsrinde, und bei dem gewaltigen Druck im Erdinnern kann an sich schon ein in sewöhnlichem Sinne plastischer oder gar flüssiger Zustand des Magmas nicht angenommen werden. Ebensowenig ist die Gauverwandtschaft petrographischer Provinzen ein Beweis für zusammenhängende Magmazonen, denn ihr steht die Tatsache !) Penk: Das Deutsche Reich. In „Unser Wissen von der Erde“, ST Ir. 2) Lepsıus: Geologie von Deutschland. 1887—92, I. — Ders.: Notizen zur Geologie von Deutschland. Notizbl. Verein f. Erdkunde u. d. Geol. Landesanst. Darmstadt 4, 29, 1908, S. 31. — Vgl. MorDzIoL: 22420. 1910, Nr. 2. °) An anderer Stelle begründe ich die im folgenden zusammen gestellten Erwägungen ausführlich. (Kranz: Über Vulkanismus und Tektonik. N. Jahrb. Min. 1910.) — ANA —— gegenüber, daß die Produkte sogar gleichaltriger Magmaaus- brüche desselben Gebiets vielfach auffällig verschieden sind. Die Annahme einer gewissen Elastizität des Erdinnern sowie ‚einzelner Magmaherde genügt zur Erklärung tektonischer und vulkanischer Erscheinungen vollkommen. Auch die Schwer- kraftkompensationen können nicht als Beweis für die Richtig- keit der Isostasielehre genannt werden. Abgesehen davon, daß es nach neuesten Forschungen noch keineswegs sicher ist, ob sie auch nur die Regel bilden, würden sie sich auch durch mehrere andere Annahmen erklären lassen, als gerade durch eine isostatische Lagerung der Massen in der FErdkruste. Dazu kommt das Fehlen ungeheuer tiefer, magmaerfüllter Spalten an den Rändern von Schollen, bei denen ein isosta- tisches Steigen oder Fallen angenommen wird. Ein Gebiet ferner, das einmal unter den Meeresspiegel geraten ist, könnte unter der Last seiner Sedimente niemals isostatisch empor- tauchen, und ein Kontinent würde durch die Denudation immer leichter, müßte sich immer weiter heben und stets ein Kontinent bleiben. Die Erdgeschichte lehrt aber sehr häufig gerade das Gegenteil. Auch die heute vor unseren Augen emporsteigenden skandinavischen und nordamerikanischen Ge- biete heben sich nicht gleichmäßig, isostatisch, sondern ge- wölbt, wie man aus der Form der postglazialen Isobasen erkennt. Das läßt auf Seitendruck, nicht aber auf selbständige Hebung von unten her schließen. Ähnlich schwerwiegende Gründe stehen der thermischen oder Expansionstheorie gegenüber, wonach infolge von Temperaturerhöhung in Geosynklinalen Volumenvermehrung und damit selbständige Hebung eintreten soll. Über die Temperaturzunahme in größeren Tiefen wissen wir indessen nichts; dazu soll diese Erhöhung nur in einem kleinen Teil der betreffenden Gebiete eintreten, am stärksten in den obersten Schichten, welche doch die kältesten sein müßten. Ferner bleibt unerklärt, warum das Aufsteigen nicht schon lange vor Ablagerung der jüngsten Sedimente eintritt, von anderen Gegengründen abgesehen. Ebensowenig vermag die neuere „Unterströmungshypothese“ selbständige Hebung zu erklären. Unter einer passiven Erdhaut sollen namentlich beim Abkühlen in einer plastischen Zone seitliche Ver- schiebungen entstehen, Unterströmungen, welche Hebungen erzeugen können. Aber gerade die wichtigsten Gesteinsbildner der betreffenden Zonen, die Silikate, dehnen sich nach neueren Forschungen sehr wahrscheinlich beim Erkalten und Krystallisieren nicht aus, und der gewaltige Druck wie die a er re ee ON relativ große Starrheit des Erdkörpers spricht gegen die Möglichkeit großer Unterströmungen. Das sporadische Auf- treten des Vulkanismus beweist, daß sie nur in verhältnis- mäßig kleinem Maßstab denkbar sind, die Hebung größerer Schollen aber nicht erklären können. Diesen wichtigsten Hypothesen zur Erklärung selbständiger Hebung steht also eine so große An- zahl von Gegengründen entgegen, daß es erforderlich erscheint, auf die Annahme solcher Hebungen zu verzichten, sobald sich eine andere Erklärung für entsprechende geologische und geomorphologische Erscheinungen bietet. Beim Rheinischen Schiefergebirge handelt es sich um ein Gebiet, dessen Störungen seit dem Mesozoicum fast nur zu den Verwerfungen gehören. Anzeichen von starkem seitlichem Druck, von Auffaltung, fehlen hier seit. der jungcarbonischen Gebirgsbildungsperiodee Es kann sich also in seiner jüngeren Geschichte nur um selbständige vertikale Hebung oder Senkung handeln, und ich glaube, Senkungserscheinungen in großem Maßstabe erklären seine heutigen geomorphologischen Vernältnisse besser als die unwahrscheinliche Annahme einer isostatischen Hebung des ganzen Gebiets. Wenn tatsächlich die Theorie vom Zusammenschrumpfen des Erdkerns richtig ist'), dann muß sich im Lauf der Zeiten der Erddurchmesser allmählich verkleinern, das Meerwasser in immer neu gebildete Depressionen abziehen, der Meeresspiegel langsam sinken. Ein eustatisches Fallen des Meeresspiegels läßt sich zwar in der Gegenwart bis jetzt nicht einwandfrei nach- weisen”), kann aber in den langen Zeiträumen der geologischen Entwicklungsgeschichte unserer Erde sehr wohi stattgefunden haben. Es scheint, daß er zur Jurazeit wenigstens 2000 m über heutigem N.N. stand‘). Eine miocäne Küstenbildung, die Juranagelfluh, findet sich auf der Alb noch 860 m über N.N., mittelmiocäne Molasse in Tälern des Hoch-Jura 900 bis 1000 m hoch. Dabei ist die Alb ein Gebiet, bei welchem meiner mehrfach begründeten Überzeugung nach Hebung ') Die jüngsten Einwände gegen die Kontraktionslehre habe ich in der genannten Arbeit „Uber \ulkanismus und Tektonik* zu wider- legen versucht. 2) Kranz: Hebung oder Senkung des Meeresspiegels? N. Jahrb. Min. 1909, Beil.-Bd. XXVIII, S. 574—610. 3) Württ. Nat. Jahresheft 1906, S. 107. — Centralblatt Min. 1908, S. 657. — 202 — nicht in Frage kommt!). Wenn also auf den Hochböden des Rheinischen Schiefergebirges miocäne Flußbildungen bis etwa 450 m über heutigem N.N. hinaufreichen’), dann hindert an sich nichts, ein Absinken fast des ganzen Rheinischen Schiefergebirges im Vergleich mit der Schwäbischen Alb anzunehmen. Man braucht dabei folgerichtig nur voraus- zusetzen, daß sich die Umgebungen dieses Horstes, vor allem seine südliche und nördliche Erosionsbasis, noch entsprechend tiefer abgesenkt haben, wie denn überhaupt während der letzten großen Faltungsperiode im Tertiär ganz folgerichtig eine lebhaftere Verkürzung des Erddurchmessers stattgefunden zu haben scheint als im Mesozoicum. II. Unter diesen Voraussetzungen läßt sich die jüngere Ent- wicklungsgeschichte des Rheinischen Schiefergebirges in großen Zügen etwa folgendermaßen darstellen, wobei ich im allge- meinen, z. T. wörtlich, den klaren Schilderungen von MORD- zioL folge und nur statt Hebung einer Scholle Senkung ihrer Umgebung setze: f Im Miocän war das Schiefergebirge zunächst ein niedriges Flachhügelland; Talböden lagen im Gebiet der heutigen Hoch- bödenregion des Rheinischen Schiefergebirges wenig über dem damaligen Meeresspiegel, ‚welcher erheblich höher stand als der heutige. Das Stromsystem dieser Zeit kam wahrscheinlich aus ungefähr südwestlicher Richtung; der Hauptarm erreichte im Norden der heutigen Niederrheinischen Bucht das Meer, ein anderer ging durch das Limburger Becken und die Idsteiner Senke nach dem Meeresarm des Mainzer Beckens. Während des Miocäns begannen neue stärkere vulkanische und tektonische Erscheinungen, ungleichmäßige Senkungen gestalteten die Land- oberfläche um und zerstückelten sie, wobei grabenartig die mittleren Teile der Talregion tiefer absanken, die heutigen Beckenlandschaften am tiefsten. Der Boden der Niederrheini- schen Bucht sank allmählich unter das gleichfalls sinkende Meeresniveau, ähnlich das Neuwieder Becken. Dadurch ver- größerten sich die ursprünglich geringen Höhenunterschiede !) Kranz: Oentralbl. Min. 1908, S. 6ö5lff. Weitere Literatur dort. Kürzlich kam Dr2EcCKE in der Geographischen Zeitschrift 1910, S. 199, wieder auf die alte Theorie einer Hebung der schwäbischen Alb zurück, ohne sie indessen zu begründen oder meine Gründe zu widerlegen. ?) MorD»zıoL: a. a. 0.1910, Sonderabdruck, S. 13 ff. NAT rn zwischen der Talregion und den Rumpfhöhen, und die fluviatile Tätigkeit wurde neu belebt. Unterdessen war infolge des allgemeinen Sinkens des Meeresspiegels das Salzwasser aus dem Oberrheingebiet abge- zogen, und die Talregion des Rheinischen Schiefergebirges hatte sich bis in das damalige Niveau des angrenzenden Oberrheingebiets gesenkt. „Dadurch war die Möglichkeit für ein beiden Gebieten gemeinsames Eintwässerungssystem ge- schaffen, das uns in der Tat in dem Stromsystem der Kieseloolithschotter bzw. dem der Dinotheriensande entgegen- tritt (Urrhein, Urmosel). Sein Verlauf innerhalb des Schiefer- gebirges wurde durch die dort vorhandene Talregion bestimmt, deren tiefste Teile seit der miocänen Störungsperiode im Gebiete der Niederrheinischen Bucht lagen. Dahin nahm das neue Stromsystem seine Richtung und mündete nördlich der Niederrheinischen Bucht ins Meer.“ Diese altpliocäne Ent- wässerung fand nur noch nach der tiefsten Einsenkung der - Niederrheinischen Bucht statt. Ob der pliocäne Urrhein bereits zwischen Vogesen und Schwarzwald floß oder mehr aus SW kam, ob auch der südliche Teil des Öberrhein- gebietes nach Norden oder durch die Pforte von Belfort entwässert wurde, ist vorläufig unbestimmt. Mit Sicherheit gehört nur der nördliche Teil des Oberrheinsystems zum Stromgebiet des altpliocänen Urrheins. Nach dem Unterpliocän setzte der Ober-Rheintalgraben die im Alttertiär begonnene Absenkung fort. Dadurch bildete sich hinter der flachen Hügellandschwelle am Südrande des Rheinischen Schiefergebirges ein See, in welchem die ober- pliocänen Sedimente der Rhein-Mainebene aufgeschüttet wurden. Eine Entwässerung nach der Nordsee scheint im Oberpliocän nicht stattgefunden zu haben. Gleichzeitig zerstückelten neue tektonische Vorgänge die Region der Hochböden im Schiefer- gebirge zum zweitenmal, einzelne mittlere Teile derselben sanken dabei grabenartig am tiefsten ab. Als sie mit Beginn des Diluviums das Niveau des Sees am Südrande des Gebirges erreichten, floß der Rhein von neuem durch den alten Tal- boden ab und trat an derseiben Stelle wie der pliocäne Rhein in das Schiefergebirge ein. Damit begann ein neuer Erosions- zyklus: Mit Anfang des Diluviums erfolgten erneute Senkungen im ganzen oberen Rheintalgraben. Man erkennt nunmehr deutlich, „daß der altdiluviale Rhein, aus alpinem Gebiet kommend, die ganze oberrheinische Tiefebene von Süden bis Norden durchmaß“. Nach Bildung der Hauptterrasse verstärkten sich — #40. — diese Senkungen im Mainzer Becken. Dadurch entstand der sroße Höhenunterschied zwischen dem Schiefergebirge und der Rhein-Mainebene in seinem heutigen Ausmaß. Die Senkungen waren im rheinhessischen Plateau geringer als östlich davon, so daß der Rhein, welcher vorher zeitweise über das rhein- hessische Plateau hinweggeflossen war, nunmehr nach Östen ausbog und das Rheinknie bei Mainz bildete. „Alle diese Verschiebungen der Diluvialzeit erfolgten jedoch so langsam, daß der Rhein seinen Abfluß durch das Schiefergebirge bei- behalten konnte. Dabei entstanden im FEngtale die Mittel- terrassen und zuletzt die Niederterrasse.“ Die Tiefenerosion im Schiefergebirge hielt also Schritt mit der langsamen Ab- senkung seiner Erosionsbasis, des Mainzer Beckens. „So gelang dem Rheinstrom die Schaffung und Herausmodellierung eines großartigen cahonartigen Durchbruchtales innerhalb des .... pliocänen Talbodens.“ Ganz ohne tektonische Störungen ım Schiefergebirge selbst verlief aber auch diese Periode nicht, - darauf weisen schon die diluvialen Vulkane der Vordereifel, des Laacher Seegebiets und des Rodderberges hin. An den Ablagerungen des Rheins seit dem Pliocän läßt. sich seine allmähliche Tieferlegung heute noch erkennen!): Ungefähre Höhe über N.N. in m Jetziger Ort des Vorkommens De Oberste | Unterste ner | Pliocäne | Haupt- Mittel- | Wasser- Schotter | terrassen- | terrassen- spiegel schotter schotter Bei Trechtlinghausen „... 330 300 110 14 "BeilSt. Goanl. 2a. — 265 — 68 Am Neuwieder Becken .. 270 230 — 55 Bei Hönningen. .0. ... — 210 — 53 Bein Dattenbern 2.0.2. — 190? — 51 Beibnzi.n. en: 200 200? 70 50 Am) Kodderberse ...... — 190 65 48 Bea@bonmrna nu, — 155 _ 47 Bei Brühl bzw. Grube ; Donatus 2a ne 130 140 55 42 Seit dem Pliocän wurde also die südliche Erosionsbasis des Rheins bei seinem Eintritt in das Schiefergebirge um rund 250 m tiefergelegt, die nördliche bei dem Austritt aus dem Gebirge nur um ungefähr 90 m. Seit dem Altdiluvium !) Die Tabelle beruht auf Angaben in der Spezialliteratur. bei FLIEGEL, LASPEYRES, LEPppLA, E. KAISER, PHILIPPSON, STEINMANN und STÜRTZ. — an sank die südliche Basis um etwa 220 m, die nördliche wurde um rund 100 m tiefergelegt. Weiter nördlich mündete der alte Rhein ins Meer, dessen ‘Spiegel wohl bereits im Alt- diluvium nur wenige m höher lag wie heute. Vom Eintritt bis zum Austritt aus dem Schiefergebirge hatte der pliocäne Rhein etwa 200 m Gefälle, der altdiluviale ein solches von rund 160 m (ca. 5 Minuten), der jungdiluviale ungefähr 55 m, der jetzige rund 30 m (etwa 1 Minute). Eine Zunahme des Gefälles mit dem Alter der Schotter wurde an einigen Stellen unmittelbar beobachtet!). Die Zahlenangaben sind zwar heute noch lückenhaft und mögen sich etwas verschieben, wenn die Stratigraphie dieser Schotter sicherer wird. Auch fallen einige Zahlen etwas aus dem Rahmen heraus, vielleicht in- folge der tektonischen und vulkanischen Störungen. Soviel läßt sich aber jetzt schon sagen: In der Hauptsache hat das langsame, tiefe Absinken der südlichen Erosionsbasis, des Mainzer Beckens, die Herausarbeitung des Caüons zwischen diesem und der Kölner Bucht bewirkt. Damit würde auch die hohe jetzige Lage alter Schotter im Oberrheingebiet über- einstimmen?). Die jüngere Entwicklungsgeschichte des Rheinischen Schiefergebirges kann also auf diese Weise dargestellt werden, ohne daß man irgendwelche selbständige Hebung dieses Horstes anzunehmen braucht. Gleichmäßige Hebung einer so großen zerstückelten Scholle, wie sie andern- falls zeitweise angenommen werden müßte°), läßt sich ja schon abgesehen von den genannten geophysikalischen Schwierig- keiten kaum vorstellen. Demgegenüber paßt eine fortgesetzte langsame Absenkung selbst riesiger Schollen ohne weiteres zu der einheitlichen Weltanschauung von der Kontraktion der Himmelskörper beim Erkalten, und stichhaltige Gründe segen dies Fundament der Naturauffassung wurden bisher nicht erbracht. 1) Vgl. E. Kaıser: Ausbildung des Rheintals zwischen Neuwieder Becken und Bonn-Kölner Bucht. Verhandl. 14. Deutsch. Geographen- tages Köln 1903, S. 209 ff. 2) Vgl. z.B. H. Prıuıpp, Mitt. Bad. Geol. Landesanst. 1910, 5. 331 ff. ®) MorDzIor: a. a. O. 1910, S. 26. 32 — 48 — 39. Reptilien- und Fischreste aus dem marinen Alttertiär von Südtogo (Westafrika). Von Herrn ERNST STROMER. (Hierzu eine Texttafel und 4 Textfiguren.) München, den 8. Juni 1910. Während ich in meiner Geologie der deutschen Schutz- gebiete in Afrika (München 1896) wie überhaupt über die Geologie Togos so auch über die dortigen Sedimentär- formationen nur ganz dürftige Literaturberichte zusammen- stellen konnte, gelang es v. AmMoN (1905), vor allem auf Grund der ausgezeichneten Sammlungen Freiherrn v. SEEFRIEDS, nicht nur die Grundzüge des geologischen Baues des Landes darzustellen, sondern u. a. auch einen mit Fossilresten er- füllten Kalkstein in der Adabion-Bank des Monu-Flusses bei Tokpli nachzuweisen (a. a. O., S. 468#f.). Er brachte das ziem- lich reine, gelbe und harte Gestein mit einem etwas ver- schiedenen Kalkstück in Zusammenhang, das Jom. BöuM (1904) aus dem südlichen Dahomey als eocän beschrieben hatte. HUBERT (1908, S. 231f#.) hat darnach für die Richtigkeit dieser Ansicht den geologischen Wahrscheinlichkeitsbeweis erbracht, indem er den ungefähr ostwestlichen Verlauf der Kalkzone quer durch die Sumpfregion von Süddahomey bis zum Monufluß nachwies. Es gelang ihm jedoch nicht, Fossilien zu finden, und so konnten nur so dürftige Reste wie die von Dactylopora cylindracea LAMK, kalkigen Foraminiferen, Venus Hupfeldi JoH. BÖHM, ?Pecten, ?Lima, ?Arca, Cytherea, Buccinum- und Twurritella-artigen Schneckchen, Seeigeln und endlich von Krebsscherensteinkernen, die v. AMMON ohne Be- schreibung Calianassa Seefriedi nannte, als Beweis für das Vorkommen marinen Eocäns angeführt werden. Im Jahre 1905 untersuchte Bezirksgeologe Dr. KOERT im Auftrage des Gouvernements von Togo das Kalklager von Adabion besonders hinsichtlich seiner wirtschaftlichen Be- deutung. Ein von ihm verfaßter Bericht, dem eine Karten- skizze beigefügt ist, entwickelt Vorschläge zur Nutzbarmachung dieses für die kalkarme westafrikanische Küste sehr wert- vollen Kalkvorkommens und ist im Amtsblatt für das Schutz- gebiet Togo 1908, 8. 19 u. ff. abgedruckt. Bei seinen Untersuchungen konnte Herr KOERT auf der Adabionbank u. a. eine Reihe von Wirbeltierresten sammeln, welche mir aus der Kolonialsammlung der preußischen Geo- logischen Landesanstalt zur Bearbeitung angeboten wurden; zu diesem Material waren inzwischen noch einige Fischzähne aus Brunnengrabungen bei den Orten Tabligbo und Djagbati ım Anechobezirke hinzugekommen. Erst dieses gesamte Material erlaubte eine sicherere Bestimmung. Ich veröffentlichte das Resultat, das die Schlüsse JOH. BÖHMs und v. AMMONS in bezug auf das geologische Alter bestätigt, zugleich mit Bemerkungen über die Verbreitung des Alttertiärs in West- afrika (1909). Hier soll nun die genaue Beschreibung der Reste folgen, die z. T. auch paläozoologisch recht interessant sind. Die Fossilien befinden sich in einem splitterharten gelben Kalkstein, der erfüllt ist von Bruchstücken von Oonchylien und viele Steinkerne sehr kleiner Schnecken und kleiner Krebsscheren, aber anscheinend keine größeren Foraminiferen oder Kalkalgen enthält. Die Präparation war äußerst schwierig, da zwar manche Reste aus dem Gestein vorzüglich heraus- gewittert waren, die darin steckenden Teile sich aber durch Säuren nicht herauslösen ließen und mit dem Meißel nur sehr mühsam isoliert werden konnten, obwohl sie ganz fest, wenn auch nicht so hart wie das Gestein, waren. Neben sehr gut erhaltenen llaifisch- und Myliobatis-Zähnen, wenigen Fisch- wirbeln sowie einigen Myliobatis- und Pycnodus- Gebissen sind am häufigsten Reste von Schildkrötenpanzern vertreten; aber sie sind schon als Bruchstücke, oft in ziemlicher Zahl dicht beisammen, in das Gestein eingeschlossen. Eine Ab- rollung der Fossilien ist nicht erkennbar, sie dürften teils durch Raubtiere, vor allem aber durch die Brandung zer- trüämmert worden sein; denn jedenfalls scheint mir die Ab- lagerung, in der sie sich befinden, eine Seichtwasserbildung zu sein. Näheres über sie wird wohl die geologische Be- schreibung des Herrn Dr. KOERT seinerzeit bringen, die leider nicht zusammen mit der folgenden paläontologischen Be- handlung der Wirbeltierreste erscheinen kann. Chelonia. Von den zahlreichen Panzerstücken, die aus dem Kalk- stein von Adabion vorliegen, ist keines allseitig durch Nähte begrenzt; überhaupt sind solche nur selten erkennbar, Furchen der Schildgrenzen gar nicht. Als Struktur zeigen sich eine dichte, parallel der Oberfläche geschichtete äußere und innere Deckschicht und in der Spongiosa runde Hohlräume, wie sie DAMES (1894, S. 218) von Schildkröten abbildete. 32* —. As) — Fast nur einige wenige, etwa 5 mm dicke Panzerbruch- stücke sind deutlich gewölbt; die flachen, meistens 7, selten 8—9 mm dicken Stücke zeigen oft Durchmesser bis zu 8:11 cm ohne Nahtgrenzen, gehören also sehr stattlichen Formen an; daß es Tiere mit fester Brücke und wohl ge- schlossenem Plastrum, also keine See- oder Flußschildkröten waren, dafür spricht ein Exemplar, in welchem 7 mm dicke flache Platten, allerdings von Brüchen und unregelmäßigen Gesteinslücken durchzogen, eine über 26 cm lange und mehr als 24 cm breite Fläche bilden, ein ebenso dickes, 11 cm langes und bis 8 cm breites Stück 'einer Brücke sowie eine 12 cm lange, am Rand verdickte Randpartie mit dem Beginn der Brücke und endlich ein Gesteinsstück, in dem 7 bis 9 mm dicke Platten in drei Schichten statt wie gewöhnlich unregelmäßig übereinander liegen. Hier sind in einer Platten- schicht Risse, die wahrscheinlich durch Verwitterung zer- störten Nähten entsprechen, und zwar einer Längsnaht und zwei senkrecht dazu verlaufenden Quernähten, ° wodurch 9—10 cm lange und mindestens 6—8,5 cm breite Platten, Plastra, getrennt werden. Eine andere, über 12 cm lange, 8,5 cm breite Platte desselben Stückes zeigt auf der einen Oberfläche seichte unregelmäßige Furchen, wohl Gefäßeindrücke, während ihre andere Seite wie beide Oberflächen fast aller Platten ganz glatt ist. Trionychidae und ähnlich skulpturierte Formen liegen also nicht vor; von einer Bestimmung der Reste ist aber keine Rede. Auch ein Unterkiefer ist zu verwittert, um hierzu brauchbar zu sein. ?Rhynchocephalia. Texttafel Fig. 12. Aus dem Kalke von Adabion präparierte ich die obere Hälfte eines linken Humerus heraus, der in der Größe, nicht aber in der Form zu Varanus niloticus gehören könnte. Er gleicht am meisten dem eines Lacertiliers oder Rhynchocephalen und ist durch das geringe Vorspringen seines Proc. lateralis sowie durch die große Breite und Abplattung seines Proximal- endes bemerkenswert, worin er auffallend dem Humerus ge- wisser permischer Reptilien gleicht, so daß man fast ver- muten könnte, daß das Stück, dessen Gelenkkopf abgebrochen ist, sich auf sekundärer Lagerstätte befindet. Während sein Öberende fast 30 mm breit und kaum 10 mm dick ist, betragen die entsprechenden Maße 3 cm darunter etwa 11 und 10 mm. Das weit oben befindliche F LEN Unterende des Proc. lateralis, die Crista deltopectoralis, ist nur ein gerundeter Höcker, medial von dem die Vorderseite flach konkav ist. Die Rückseite ist in der Mitte deutlich konvex, daneben jederseits etwas konkav. Champsosauria cf. Dyrosaurus PoMEL. Texttafel Fig. 11. Erinnert schon dieses kleine Stück an Rhynchocephalia, .so noch mehr ein großer Wirbel vom gleichen Fundort. Er lag offenbar längere Zeit herausgewittert, denn an seinem Neuralbogen, dessen Dornfortsatz, Gelenk- und Querfortsätze abgebrochen sind, hat sich wie am Körper, der sehr gut er- halten ist, eine Flußmuschel, eine Aetheria, angesetzt. Der [4 Fig. 1. Champsosauride. Lendenwirbel von hinten und links. '/),., Adabion. Körper ist seitlich und unten in der Längsrichtung schwach konkav, in der Quere sehr stark gewölbt, ohne jeden Fortsatz oder Gelenkflächen. Seine wohl vordere Endfläche ist mäßig, die hintere kaum konkav; beide stehen senkrecht. Die Ober- fläche ist in der Mediane, d.h. am Boden des Neuralkanales, eine vorn und hinten ganz verflachte und verbreiterte Längs- rinne, neben der jederseits die Naht des Neuralbogens zu sehen ist. Dieser reichte mit seiner Basis zwar bis zu den Wirbelenden, war aber hinten und wielleicht auch vorn deutlich ausgebuchtet und zeigt seitlich direkt über der Naht in ganzer Länge die Bruchstelle eines dorsoventral platten Querfortsatzes, die ein wenig von vorn nach hinten ansteigt. — AI — Oben vereinigen sich die außen flach konkaven Seiten des Neuraldaches zu einem Dornfortsatz. Der Neuralkanal ist im Querschnitt oval und relativ eng und oben am breitesten und zeigt an seinem Dach eine mediane Längskante. Die Maße sind: Körperlänge ventral und dorsal 59, vordere Körper- breite 55 und -höhe 55, die: hintere 49 und 52, größte Breite des Neuralkanales 18: mm, Höhe desselben ohne die Rinne 16 mm. In der Gesamtform und in der Größe alereht der Wirbel einem aus den marinen untereocänen Phosphoriten von Djebel Teldja in Tunis, welchen Pt. TnuomaAs (1893, S. 38ff., Taf. 14, Fig. 3) einem Crocodilus phosphaticus zuwies, während POMEL (1894, 8.1309 und 1396) ihn zu seinem Dyrosaurus thevestensis aus den benachbarten gleichalterigen Phosphoriten von Tebessa, einem Champsosaurier, rechnete, was DE STEFANO (1903, S. 5iff.) unter Betonung der Unterschiede von Dyrosaurus und Champsosaurus. bestätigte. Ich kann das nur billigen, muß aber auf die Ähnlichkeit des vorliegenden wie der Dyrosaurus-Wirbel mit denjenigen des Simaeodosaurus GERVAIS aus dem Paleocän von Nordfrankreich und Belgien sowie von Champsosaurus COPE aus den Laramie-Schichten und dem ältesten Tertiär Nordamerikas hinweisen. Doch greift bei letzteren nach den Figuren in BROWN (1905, Taf. 5, Fig. 12), CorE (1884, Taf. 23b), Dorro (1837 Taf. 8) und LEMOINE (1885, Taf. 3) die Gelenkfläche für die Rippe bzw. die Basis des Querfortsatzes stets noch auf den Körper über, und kein Wirbel scheint ähnliche Querfortsätze zu besitzen!). : Die Enge des Neuralkanales, das Fehlen von Rippen- gelenken und die Gestalt der Basis der Querfortsätze spricht bei unserem Stück für einen Lenden- oder vorderen Schwanz- wirbel. Das Original von THOMAS (1893, Taf. 14, Fig. 4) ist deutlich höher, dorsal länger, ventral mehr konkav und hier mit einer Längsfurche versehen; auch ist der Neuralkanal breiter und der Querfortsatz offenbar dicker gewesen. Die Originale PoOMELs (1894, S. 1309) unterscheiden sich von dem vorliegenden anscheinend nur durch mangelnde Vertiefung der Mitte des Neuralkanales und durch ein wenig verschiedene Proportionen der Körperendflächen, zwei dävon auch durch geringere Größe. Ihre Neuralbögen fehlen leider; an ihnen !) Ischyrotherium antiguum Leıpdy, eine sehr wenig bekannte Form der Laramie-Schichten, die verwandt sein soll, hat nach Leipv (1860) kürzere und mehr querovale Wirbelkörper und zylin- drische, aber auch nur von den Bogenbasen entspringende Querfortsätze. —r AD, dürften die Querfortsätze entsprungen sein, während sie an THOMAS’ Original auf den Körper übergreifen, wohl infolge ihrer Stärke an diesem Sacralwirbel. DE STEFANO hatte mehr Wirbelkörper vor sich, von welchen ein Sacralwirbel in den Proportionen und in den beiden konkaven Endflächen genau dem Originale von THOMAS gleicht, es an Größe aber noch etwas übertrifft. Keiner dieser Wirbel ist aber dem vorliegenden gleich, indem vor allem beide Endflächen ziemlich konkav sind. Da er demnach mit keinem der beschriebenen von Dyrosaurus phosphaticus identisch, in Form und Größe aber allen sehr ähnlich ist, kann ich ihn nur mit Vorbehalt diesem Genus zurechnen. Von Adabion liegen auch zwei Zahnspitzen und eine Zahnbasis alle von ungefähr kreisförmigem Querschnitte, vor, die vielleicht dem fraglichen Dyrosaurus, ebensogut aber auch einem Krokodilier angehören können. Die größere Krone ist stumpfkegelförmig, 14 mm lang, 12,5 mm dick und ihr Schmelz mit deutlichen feinen Runzeln versehen, die gegen die Spitze zu höckerig werden, und an der gerundeten Vorder- und wohl auch Hinterseite ist eine scharfe Schmelzkante vorhanden. "Die kleine Krone (Fig. 11), deren entsprechende Maße 5 zu 4 mm sind, ist spitzkonisch und 8 mm hoch. Sie hat vorn und hinten eine scharfe Schmelzkante und ringsum sehr regelmäßige vertikale Runzeln, die aber 4 mm unter der Spitze verlaufen, so daß “an ihr wie zwischen den Runzeln der Schmelz nur ganz fein vertikal runzelig ist. Die Zahnbasis endlich ist zylindrisch mit etwas über 5 mm Durchmesser, zeigt die untere Schmelzgrenze und im Querbruche die Pulpahöhle und läßt am Schmelz nur vertikale Streifen, die nach oben zu z. T. zu Runzeln sich. erheben, erkennen. Trotz dieser Unter- schiede könnten die Zähne einer Art angehören. Die Zähne von Dyrcsaurus phosphaticus sind nach den Angaben von THoMmas (1893, S. 39, Taf. 14, Fig. 4), POMEL (1894, S. 1310) und DE STEFAno (1903, S. 55) den vorliegenden sehr ähnlich; nach ersterem sind auch vorn und hinten Schmelz- kanten und feine Vertikalstreifen vorhanden, doch scheinen letztere gegen die Spitze zu sich nicht wie hier zu verhalten. Varanus niloticus. Ein kleines Kieferstück, an dessen außen konvexem, oben scharfem Rand zwei pleurodonte zylindrische Zähne sich be- finden, die oben ganz stumpf gerundet abgekaut und im AS — Querschnitt schräg oval sind (Durchmesser des einen 7 zu 5, des andern 6 zu 4,5 mm), gleicht in Form und Größe einem Teil eines linken Unterkiefers der rezenten, jetzt in Afrika verbreiteten Art, worauf mich Herr LORENZ MÜLLER dahier aufmerksam machte. Das von Tabligbo stammende Stück, an dem noch etwas gelber Ton haftete, ist aber wohl rezent. Ophidia, ?Erycidae, aft. Aphelopsis Copk. Texttafel Fig. 13a, b, c. Zwei mit ihren Körpern verwachsene Schlangenwirbel von Adabion sind leider nicht ganz vollständig; sie sind unten etwas abgerieben, der Dornfortsatz und am zweiten Wirbel das Neuraldachhinterende ist abgebrochen, auch ist das Körper- vorderende nicht zu sehen. Der Körper des zweiten Wirbels ist etwa 8,5 mm lang, und sein sehr stark konvexes, kaum nach oben gewendetes Hinterende 4,8 mm breit, 3,5 mm hoch, also queroval. An der stark quergewölbten und etwas längskonkaven Unterseite ist ein Fortsatz nicht vorhanden, sondern nur jederseits von der Mediane ein Gefäßloch. Wo die beiden Körper ver- wachsen sind, ist unten in der Mediane ein rundes Loch vor- handen, seitlich eine etwas hochovale einfache Konvexität für die Rippengelenkung. Der Neuralkanal ist hinten am 2. Wirbel im Querschnitt fast kreisförmig, nur unten gerade begrenzt, 3,5 mm hoch, 4,2 mm breit. Der Neuralbogen ist relativ lang, nämlich am 1. Wirbel in der Mediane 9 mm, und dorsal gewölbt. Sein Dornfortsatz ist mit einer 4 mm langen, seitlich ganz platten Basis auf die Hinterhälfte beschränkt, also schwach aus- gebildet. Der obere, ganz stumpfwinkelige Hinterrand des Neuralbogens ist relativ sehr breit, nämlich in der Luftlinie 1l mm, und ganz scharf. Die vorderen Gelenke ragen als schmale Fortsätze stark nach vorn und außen und tragen eine stark ovale flache Facette, die nach oben, wenig innen sieht, besitzen aber keine Fortsätze am äußeren Vorderrand, sondern dieser läuft scharfkantig nach unten, wenig hinten und innen zum Oberrande des Rippengelenkes. Die Vorder- und äußere Hinterseite des Gelenkfortsatzes sind flach und stehen ziem- lich vertikal. Das Zygosphen ragt mäßig nach oben, ist hier 6,5 mm breit, also relativ breit, vorn schwach konkav ohne Spitzen und seine flachen, wenig ovalen Facetten sehen nach außen, nur mäßig nach unten und eben nach vorn. Die hinteren Gelenke ragen nach hinten und nur mäßig nach außen, also weniger seitlich als die vorderen, und tragen wohl flache nach unten wenig außen sehende Facetten. Auf ihnen beginnt der scharfe Neuraldachhinterrand mit einer Konvexität nach hinten. Sie sind mit den vorderen Gelenk- fortsätzen nicht wie so oft durch eine Kante verbunden. Das Zygantrum ist tief und von dem Neuraldach völlig überdeckt; seine flachen ovalen Facetten sehen entsprechend denjenigen des Zygosphen vor allem nach innen, und in seinem Hinter- grund ist jederseits ein kleines Foramen. Besonders charakteristisch ist neben der Streckung der Wirbel und ihrer Neuralbögen das Fehlen stärker vorragender Fortsätze, denn auch der Dornfortsatz dürfte nicht hoch ge- wesen sein. Es sind offenbar Wirbel aus der hinteren Brust- region, der region thoracique, wie ROCHEBRUNE (1881, S. 194) sie nennt. Nach dem derzeitigen Stand der Kenntnisse ist eine exakte Bestimmung des Fossils nicht möglich; ich fand unter den von ROCHEBRUNE (1880 und 1881) und anderen beschriebenen fossilen Wirbeln keine übereinstimmenden und nur wenige von größerer Ähnlichkeit. Am meisten gleicht noch Aphelopsis talpivorus Cork (1884, S. 781, 782, Taf. 60, Fig. 21) aus den White River beds Nordamerikas, der zu den Erycidae gestellt wird, unserer Form, aber COPEs Abbildungen sind zu ungenügend. Wenn sich nun auch Aphelopsis durch sein schräg stehendes Konvexende des Körpers und der rezente Eryx schon durch seine stärkeren Dornfortsätze unterscheiden, sind die Frycidae auch nach ROCHEBRUNE (1880, S. 201) in vielem vergleichbar. Es kann also unser Rest dieser jetzt auch noch in Togo ver- breiteten Familie vorläufig als besonders große Form ein- gereiht werden. Pycenodus variabilis var. togoensis nOv. var. Texttafel Fig. 14a, b. Von Adabion liegen drei unvollständige linke Unterkiefer vor, zwei mittelgroß, einer ungewöhnlich groß. Letzterer (Nr. III, Fig. 13) umfaßt nur ein Bruchstück mit je 3 hinteren oder mittleren Zähnen der Innen- und Mittelreihe auf dem bis 3 cm dicken Kieferknochen. Das eine der andern (Nr. ]) ist nur ein Knochenbruchstück mit 3 mittleren Zähnen der Innenreihe, 6 der Zwischenreihe, wovon der letzte und die zwei vordersten außen unvollständig sind, und mit zwei hinteren Zähnen der Außenreihe, vor und unter welchen noch verlagerte kleinere Zähnchen erhalten sind. Der Kiefer —. 80 = Nr. II, Fig. 14 ist dagegen relativ vollständig, nur fehlt sein Innenrand und das Vorderende mit den Schneidezähnen. Er trägt S Zähne der Innenreihe, wovon die zwei vordersten wie so oft bei Pyenodus ungewöhnlich klein sind, 9 Zähne der Fig. 2. Pycenodus variabilis STROMER, nov. var. logoensis. Unterkieferstück III von oben. !/.. Adabion. Zwischenreihe und 10 der Außenreihe, und es dürften höchstens vorn, vor allem an der Zwischenreihe, wenige ganz kleine Zähnchen ausgefallen sein. Die Maße der Zähne, deren Reihenzahl (von vorn nach hinten) in Klammern angegeben ist, können aus der folgenden Tabelle ersehen werden. Innenzähne Zwischenzähne Außenzähne lang breit lang breit lang | breit 1 \ a) 52 | 10,8 | »4ı| Tanz \|@ 6 11 (5) 4,8 9 es 2) 2,6 2,6 | Ad) 25 4 | ae 8,38 8 (4) 3 55 (3) 2,8 2,8 cars 9 (6) 4 6,5 (5) 3,3 5,5 (6 5 10,5 (8) 4,1 7 (7) 4,2 4,3 (8) 5,5 13 (9) 3,8 7.8 (9) 4,3 5 | d0ys36 55 RT | or a os \L@? 95 26,5 (8) 8 15,5 Wie gewöhnlich alternieren die Zähne der Außen- und Zwischenreihe miteinander, die der Innenreihe aber wohl infolge ihrer Größe nur undeutlich mit letzteren. Am innen zerbrochenen Kiefer von II ist bemerkenswert, daß unter jedem Zahn der Innenreihe wie bei III unter jedem der Zwischen- EHI reihe eine hohe Höhle sich befindet, die von der folgenden durch ein vertikales queres Knochenseptum getrennt ist; aber nichts deutet darauf hin, daß etwa in den Höhlen Ersatz- zähne sich befanden. Es dürfte bei den Pycnodonta eben kein eigentlicher Zahnersatz stattgefunden haben, sondern nur ein Anfügen größerer Zähne am Hinterende jeder Reihe, ent- sprechend dem Wachstum, bis die jeweilige vollständige Zahl der betreffenden Art erreicht war. Das gar nicht seltene Vorkommen von Bloßlegung der Pulpahöhle an vorderen Zähnen, wovon ich (1905, Taf. 16, Fig. 36) auch ein Beispiel abbildete, und das R. HERMANN (1907) behandelte, ist als Beweis längerer starker Abnutzung hier anzuführen. Im übrigen gilt, was ich (1905, S. 185ff.) über die Form und Stellung der Zähne ausführte. Ihr Schmelz ist vollkommen glatt und die Krone oben an den Innenzähnen stark gewölbt, an den anderen aber etwas abgeplattet und an äußeren bei Nr. II mit einem Grübchen versehen. Abkauungsspuren sind besonders bei Nr. II deutlich, wo die vorderen Zwischenzähne flach bis eben konkav, die vorderen Innenzähne nur am Vorderrand, besonders am vorderen Außeneck, schräg, aber auch oben ein wenig konkav abgeschliffen sind. Die Innen- zähne sind etwa zweimal so breit als lang, bei Nr. III sogar über zweieinhalbmal, und nehmen wie alle Zähne nach vorn zu an Breite, weniger an Länge ab. Bei I und II ist auch der breiteste nicht so breit als die entsprechenden der zwei’ andern Reihen zusammen, bei III dürfte er sie aber über- troffen haben. Die Form ist queroval, doch ist der Hinter- rand im äußeren Teil bei Nr. II und III ein wenig konkav, und das Außenende ist vorn abgerundet, hinten stärker konvex. Die Mittelzähne sind bis auf den hintersten von Nr. II, dessen Kürze wie die des letzten Zahnes der Außenreihe aus der Regel fällt, nicht ganz zweimal so breit als lang, etwas kürzer und weniger breit als die entsprechenden Zähne der Innenreihe, an den größten Zähnen von II und bei III aber viel weniger breit als sie. Sie sind einfach queroval, z. T. mit ganz wenig verschmälertem Außenende. Die Zähne der Außenreihe endlich sind ganz wenig schräg queroval, z. T. außen länger als innen, ein wenig kürzer als die Zähne der Zwischenreihe und deutlich schmaler. Die Unterschiede von Nr. I und II gehen kaum über das gewöhnliche Maß der ziemlich großen Variabilität von Pycno- donten-Gebissen (STROMER: 1905, S. 187ff. und HennIc: 1906, S. 182ff.) hinaus, und Nr. III gleicht in der Form der Zähne, abgesehen von der großen Breite der Innenzähne, so a hole, = sehr Nr. II, daß man in ihm wohl nur einen Rest eines Riesenindividuums derselben Art sehen darf. Unter den von mir (1905, S. 187ff.) erwähnten Gebissen ist das von P. Pellei Prıem aus dem Untereocän von Gafsa in Tunis fast so groß wie Nr. III, aber durch die fast gleiche Größe der Zwischen- und Außenzähne und durch die Breite der letzeren deutlich genug verschieden, während P. mokatta- mensis PRIEM durch die geringere Breite seiner Innen- und Zwischenzähne und durch die Skulptur der letzteren abweicht. P. variabilis STROMER (1905), das unter letzterem im untersten Mokattam (Mitteleocän) bei Kairo vorkommt, ist viel ähnlicher, besonders St. 3 und M.1 der Nr. I und II und St. 2 in der Form der Innenzähne, aber gerade bei seinen größeren Exemplaren sind die Innenzähne relativ länger. Steht diese Art, zu der ich ja auch Periodus Königi Dixon (1850, Taf. 10, Fig. 13) aus den Bracklesham beds von Sussex rechne, also zwar der unseren näher als P. faba MEYER mit seinen langen und nicht breiten Zähnen, P. tol- apicus AG. und Königi AG. mit seinen viel schmaleren und P. Bowerbanki EGERTON mit seinen sehr breiten Zwischen- zähnen und auch näher als der kleine P. platessus AG. mit seinen sehr breiten Innenzähnen, so scheint doch die geo- graphische Trennung die Annahme einer spezifischen Ver- schiedenheit nahezulegen, die sich allerdings bei der Un- vollständigkeit der so variablen Reste nicht genügend be- gründen läßt, weshalb ich unsere Form dem Pycnodus variabilıs nur als var. togoensis nov. var. anreihe. Fischwirbel. Aus dem Kalk von Adabion liegt ein Wirbelkörper von 13 mm nebst drei von weniger als 9mm Durchmesser vor, die zu astero- und tektispondylen Haien gehören, aber natürlich nicht genauer zu bestimmen sind. Außerdem fanden sich dort aber auch vier größere Wirbelkörper von Knochenfischen, zu denen leider keine weiteren Reste gehören. Myliobatis. Das seit dem Untereocän mit Sicherheit nachgewiesene Genus, dessen Blütezeit im Mitteleocän war (STROMER: 1905, S. 45), ist im Kalk von Adabion: das häufigste Fossil neben den Plattenstücken der Schildkröte. Außer unbestimmbaren isolierten Mittelzähnen und wenigen Stückchen von Schwanz- EN stacheln sowie einem schlecht erhaltenen Stück einer oberen Zahnplatte sind drei unvollständige untere Zahnplatten vor- handen, bei welchen auch Reste der inneren Seitenzähne er- halten sind, so daß eine Bestimmung möglich ist. Myliobatis Dixoni Ac. Eine vorn abgekaute untere Zahnplatte und ein nur aus drei Zähnen bestehendes Stück stimmen in Form und Größe gut überein. Sie sind oben und unten gleichmäßig querge- wölbt, unten mit zahlreichen Wurzelleisten versehen, oben deutlich quergestreift. Die fast geraden Mittelzähne sind bis etwas über 20 mm hoch, 50 bzw. 51 lang und 11 bzw. 9—10 dick, so daß das Verhältnis ihrer Länge zur Dicke FEN NY Fig. 3. Dlyliobatis Dixoni AG. Stück einer unteren Kauplatte von oben und im Querschnitt. '/,. Adabion. zwischen 4,64 und 5,5 schwankt. Ihre Seitenecken sind ganz stumpfwinkelig und fast gleichschenkelig, die außen lädierten inneren Seitenzähne scheinen rhombisch oder doch vorn und hinten sehr schmal und jedenfalls 2,5—2mal so dick als lang zu sein. Bei der Ähnlichkeit speziell mit der von A. SMITH WOODWARD (1888, S. 42) auf Taf. 1, Fig. 3 abgebildeten Kau- platte dürfte die Zugehörigkeit zu der im Eocän verbreiteten ‚Art gesichert sein. Sie ist besonders in der Barton- und Bracklesham-Stufe Süd-Englands (WOODWARD: a. a. O.) und im — u 720 Bruxellien Belgiens häufig (LERICHE 1905, S. 102—104), ebenso auch am Kressenberg in Bayern (STROMER: 1904, Ss. 256— 258), dort ällerdings mit ungestreiftem Schmelz, und ich wies sie auch in der Kerun-Stufe des Fajum in Ägypten nach (1905, S. 41). Dagegen ist ihr Vorkommen im Unter- eocän von Tunis unsicher (STROMER: 1905, S. 43, 44), und das von LERICHE (1902, S. 28) im Landenien (Paleocän) Belgiens konstatierte erscheint mir auch nicht ganz unzweifelhaft, weil der Autor keine Abbildung und keine absoluten Maße angibt und, wie seine Vereinigung von Mylobatis toliapicus AG. mit latidens WOODWARD zeigt, die Arten allzu weit faßt. Man darf die Art bis auf weiteres also doch für charak- teristisch für das Mitteleocän und das Obereocän ansehen. Myliobatis cf. striatus Buckt. Eine untere halbe Zahnplatte ist nur unten gewölbt, oben flach. Die Mittelzähne haben eine größte Höhe von 13 mm, eine Dicke von 7,9 und wohl eine Länge von 35 mm, sind also fast 4'/,mal so lang als dick. Sie sind ziemlich gerade; ihr Schmelz ist deutlich quergestreift, ihr Seiteneck ganz stumpf und wenig ungleichseitig, und die inneren Seitenzähne scheinen deutlich dicker als lang gewesen zu sein. Wenn also auch die Mittelzähne ein wenig dicker als bei der typischen Art sind, rechtfertigt sich doch meine Bestimmung, die ich aller- dings bei der Unvollständigkeit des Stückes nur mit Vorbe- halt vornehme. Auch M. striatus ist charakteristisch für das Mitteleocän Europas (Bracklesham beds Südenglands nach SMITH WOODWARD: 1888, S. 42—44, Bruxellien Belgiens nach LERICHE: 1905, S. 105—106, Kressenberg Südbayerns nach STROMER: 1904, S. 258), aber es kommt nicht nur im Bartonien Englands, im Ledien Belgiens (LERICHE: 1906, S. 315, Taf. 16, Fig. 1) sowie in der dem Bartonien ungefähr gleich- alterigen Kerun-Stufe Ägyptens (STROMER: 1905, S.42), sondern auch noch im Oligocän des Samlandes vor (NÖTLING: 1885, S. 19, Taf. 2, Fig. 1), hier fälschlich als M. toliapicus bestimmt. Hypolophites myliobatoides n. g. N. SP Texttafel Fig. 15, 16a, b. Eine Kauplatte, deren Basis etwas, die Oberfläche deut- lich in der Kieferlängsrichtung gewölbt ist, ist in der Quer- richtung deutlich gebogen, wie es bei oberen Kauplatten der Myliobatinae der Fall ist. Sie besteht aus einem Pflaster — HAIR — sechseckiger Zähne, deren Schmelz nicht gestreift, sondern fein- gekörnelt ist, und deren Wurzeln an der Basis keine schmalen Leisten wie bei Myliobatis und Aötobatis, sondern platte Fort- sätze sind, die an den Seitenzähnen etwa 3—4mal, an den mittleren etwa 2mal so dick als lang sind. Jeder Zahn besitzt zwei, die ungefähr rechteckig sind, nur daß jede Lateralseite in der Mitte noch eine stumpfe Ecke bildet. Die der kleinen Seitenzähne gleichen den Leisten der Mylrobatis, deren kleine Fig. 4. Hypolophites myliobatoides n. g. n. Sp. Kauplatte von oben, unten und im Querschnitt. !/,.. Adabion. Seitenzähne manchmal auch nur zwei Querleisten haben. Die Paare der zehn Querreihen alternieren miteinander entsprechend dem Alternieren der Zähne, von welchen, nach den Wurzeln zu schließen, mindestens sechs hintereinander sich folgten. Von diesen sind die drei Außenreihen, wie meist bei Myliobatis, niedere und quergestreckte, ein wenig schiefe Rhomben, nur daß an der innersten Reihe das vordere und hintere Eck ab- gestutzt ist, so daß sie sechseckig sind, was bei Myleobatis auch oft vorkommt. Da die äußeren nur in Resten vorhanden sind, läßt sich die Gesamtbreite der drei Reihen nur auf 8 mm, die Höhe auf 4—7 angeben, auch ist nicht unmöglich, wenn auch nicht wahrscheinlich, daß mehr als drei Seitenreihen FEREIE 492 Se vorhanden waren. Die mittleren wie die inneren Seitenzähne sind um 6 mm dick, erstere 3,5, letztere bis 4,1 mm lang, also die innersten etwa 1,46mal so dick als lang. Statt der Mittelzähne von Myliobatis sind nun vier Querreihen alternierender Pflasterzähne vorhanden. Davon sind die nur einerseits gut erhaltenen seitlichen innen viel höher als außen, die zwei gleich großen der Mittelreihen aber nur etwas, wodurch die Wölbung dieses Teils der Platte zustande kommt. Die kleineren seitlichen sind Sechsecke, deren nach innen gerichteter einer Winkel viel spitzer als die anderen und deren Außenwinkel stumpf und ziemlich gleichschenkelig ist und deren Vorder- und Hinterseite ein wenig schräg nach innen hinten läuft. Die so etwas schräg verzerrte Oberfläche ist etwa 8 mm lang und dick, während die Höhe der Zähne zwischen 7 und 11 mm beträgt. Die auch nur einerseits vollkommen erhaltenen Mittel- zähne sind zwischen 11 und 17 mm hoch, 7,5 dick und fast 13 lang, also 1,73mal so lang als dick, Sechsecke mit spitzen, etwas ungleichseitigen Seitenwinkeln und stumpfen, deutlich ungleichseitigen anderen Winkeln, deren Vorder- und Hinter- seite ganz wenig nach hinten innen läuft. Die Struktur ist, wie sich deutlich sehen läßt, anscheinend dieselbe wie bei Myliobatis, indem die niedere, ein wenig abgeschnürte Wurzel von einem regellosen Gewirr, die hohe Krone von senkrecht aufsteigenden Kanälen durchsetzt ist. Besteht hierin, in der Gesamtform und in den Seitenreihen, die ja wohl ederscit in der Dreizahl vorhanden waren, eine Übereinstimmung mit Myliobatis, so muß im ae) zu ihr und zu Rhinoptera (Zygobatis) und Aetobatis hervor- gehoben werden, daß hier keine unpaare Reihe vergrößerter, d. h. langer, Mittelzähne in der Symphysenregion vorhanden ist, sondern daß auch die Mittelzähne paarig sind. Hierin ist auch Ahinoptera polyodon GÜNTHER (1870, S. 495), die in der Gestalt der Zahnoberflächen der inneren Zähne ähnlich ist, verschieden. JAEKEL, der die Kollektion vor mir durchsah, erkannte auch sofort, daß hier eine neue Form vorliege, die nach seiner Etikette zwischen Rhombodus DAMES und Hypolophus, speziell wohl Trygon (Hypolophus) sephen FORSKAL sp., stehe. Die isolierten Zähnchen aus der obersten Kreide von Maastricht, die DamEs (1881, S. 1—3) unter dem Namen Rhombodus Binkhorsti und dann JAEKEL (1894, S. 126, 127, Fig. 23) beschrieben und abbildeten, sind allerdings in der Wurzelbildung, Struktur usw. ähnlich, aber sie sind alle rhom- bisch. Sie haben die Wurzeln parallel ihrer kleineren Diagonale, also umgekehrt wie hier die Zähne der äußeren Reihen, und es ist nichts darüber bekannt, ob sie wie bei Ahinoptera polyodon oder wie bei unserer Form angeordnet waren. Auch die isoliert in der mittleren Kreide Nordamerikas ge- fundenen Zähne von Myledaphus bipartitus COPE (1876, S. 260 und LAMBE: 1902, S. 28, Taf. 19, Fig. 1) dürften einer ver- wandten Form, sicher keinem Holocephalen, angehören. Sie unter- scheiden sich durch die eigentümliche Skulptur ihrer sechs- eckigen Kronenoberfläche, während sie in der Form von Krone und Wurzel sonst Mittelzähnen unseres Stückes ganz ähn- lich sind. Die ältesten, besser bekannten Myliobatinae aus der obersten Kreide von Pernambuco in Brasilien (SMITH WooD- WARD: 1907, S. 194—196, Taf. 7, Fig. 4—7), Apocopodon sericeus COPE und KRhinoptera prisca A. SMITH WOODWARD: haben zahlreichere, wenn auch relativ nicht kurze Wurzel- leisten an jedem Zahn, eine flache Oberseite der Kauplatte mit runzeligem Schmelz und zeigen keine. Annäherung an unsere Form. Dagegen gleicht der rezente Hypolophus sephen nach der Beschreibung und Abbildung, die JAEKEL (1894, S. 122£f, Fig. 22) von seinem Gebiß gibt, unserer Form in dem Fehlen einer unpaaren Symphysenreihe und in der Gestalt der Ober- fläche und den zweigeteilten Wurzeln der symphysialen Zähne des Unterkiefers. Aber bei ihm sind hier jederseits 7 statt 5 Querreihen von Zähnen vorhanden, die zwar auch nach außen zu (d. h. distal-artikularwärts) an Größe abnehmen, aber alle sechseckig und deutlich längsgestreckt sind, während bei dem vorliegenden Stück die Zähne der jederseitigen drei Seitenreihen in umgekehrter Richtung wie die mittleren, also wie oft bei Myliobatis quergestreckt, und in den äußersten zwei Reihen rhomboidisch sind. Es gehört also zwar wohl auch einem Unterkiefer an, der ähnlich gebaut war wie bei Hypolophus, also nicht in der Symphyse flach wie bei den Myliobatinae, zeigt aber in seinen Seitenteilen eine Über- einstimmung mit Mylobatis und ist hierin eine zwischen beiden vermittelnde Form, ersterem und Rhombodus wohl näher verwandt als letzterem und mit ihnen die Gruppe Hypolophinae bildend. Ich nenne das unzweifelhaft neue Genus Hypolophites myliobatoides, weil es den Abstand von Hypolophus zu Myliobatis überbrückt, bei dem JAEKEL (a. a. O., S.130) ja nachwies, daß in früher Jugend die unpaaren Symphysenzähne sich später anlegen als die paarigen Zähnchen. 33 N AUA Fine kleine Schuppe von Adabion ist wahrscheinlich hierher zu rechnen. Es ist eine dachförmige Basis mit leider nur an einer Stelle ganz unlädiertem scharfen Rand vorhanden von 15 mm Länge, etwa 8 mm größter Breite und ungefähr bis 9 mm größter Höhe. Die platten Seiten, die nur bis 2 mm dick sind, stoßen spitzwinkelig in der Mediane zusammen, doch ist der First etwas gerundet. Die Innenfläche ist glatt; die Oberfläche außer einem schmalen Randteil ist dicht mit aufrecht ovalen, eiförmigen, schmelzglänzenden Warzen be- setzt, ähnlich wie bei manchen paläozoischen Flossenstacheln und bei einem in der Münchener paläontologischen Sammlung befindlichen Stück eines großen Flossenstachels aus dem obersten Jura von Kehlheim, den WAGNER (Abh. Kgl. Bayer. Akad., Bd. IX, Kl. 2, S. 41, München 1861) fälschlich mit Astra- canthus ornatissimus AG. identifizierte, dessen Wärzchen wie so oft bei solchen Stacheln basal sternförmig sind. Der First bildet in der Längsrichtung einen stumpfen Winkel, an dessen Vorderseite, dicht an der Spitze, sich ein deutlich rückgeneigter Stachel erhebt, dessen allein erhaltene Basis 4 mm lang, bis 21) mm breit, also seitlich platt ist. Er ist glatt, vorn und hinten gerundet und zeigt im angeschliffenen Querbruch keine Spur einer Pulpahöhle, sondern innerhalb einer dichten Rand- zone offenbar Osteodentin. Ein horizontaler Querschliff zeigte in A Platte der Schuppe viele quer getroffene Kanäle von rundem Querschnitt und dazwischen zahllose ganz wenig schräg getroffene Dentin- röhrchen, also Osteodentin. Zugleich sind einige horizontale Kanalverbindungen längsgeschnitten, und von einer solchen strahlenfächerförmig sehr spitzwinkelig verzweigte Dentin- röhrchen in eines der Wärzchen aus, das von einer dünnen, stark doppelbrechenden Schmelzschicht überkleidet ist. Höher stehende Fische und besonders der Stör haben nun zwar manchmal recht ähnliche Hautplatten, aber aus Knochen, unter den Plagiostomi jedoch fand ich nichts Ähnliches, denn die Hautstacheln der Trygonidae, Rajidae und von Echinorhinus sind anders gebaut (siehe u. a. LARRAZET: 1886 und JAEKEL: 1894, S. 140, 141), und auch in der Literatur über tertiäre Reste konnte ich nichts Derartiges entdecken. Doch bestehen nach JAEKEL auch die Hautschuppen und Stacheln der Trygo- nidae aus Osteodentin (Vasodentin JAEKELs), und so halte ich nicht für unwahrscheinlich, daß das vorliegende Fossil einer ihnen so nahe stehenden Form wie Hypolophites angehört als wohl in der dorsalen Medianlinie gelegene Rücken- oder Schwanzstachelschuppe. el AO Lamnidae. Die Verwirrung, die in der Bestimmung fossiler Odontaspis- Lamna- und ÖOtodus-Zähne herrscht, wurde dadurch nicht verringert, daß LericHE (1905) gleichzeitig mit mir!) sich bemühte, Ordnung in die eocänen Formen zu bringen und (1906) auf meine Resultate kaum Bezug nahm. Ich kann sie natür- lich mit dem vorliegenden kleinen Material nicht beheben und begnüge mich deshalb mit kurzen Bestimmungen und mit Abbildungen. Odontaspis cuspidata Ac. Texttafel Fig. 1a, b. Die Art ist im Alt- und Mitteltertiär Europas, in der wohl untermiocänen patagonischen Molasse (AMEGHINO: 1906, S. 177, Taf. 1, Fig. 9; LERICHE: 1907), sowie wohl auch im Mittel- eocän Ägyptens (STROMER: 1905, S. 171) und vielleicht im Untereocän Algiers (LERICHE: 1906, S. 401, 402) verbreitet. Mir liegen zwei stattliche Zähne aus dem Brunnen von Djagbati und einer von Tabligbo vor. Ob zu der gleichen Art die von PrIEM (1907, S. 75, Taf. 1, Fig. 2—4) dazu gerechneten Zähne von Mossamedes gehören, möchte ich bei deren Unvollständigkeit nicht entscheiden, auch konnte ich nichts Näheres über die Zähne derselben Art erfahren, die VasseEuR (1902, S. 61) vom Senegal erwähnt. Odontaspis elegans Ac. var. substriata nov. var. Texttafel Fig. 2, 3. Drei Zähne aus dem Kalk von Adabion, zwei von Ta- bligbo und ein oben abgebrochener aus dem Brunnen von Djagbati gehören zusammen. Sie gleichen im ganzen kleinen schlanken Vorderzähnen von Ö. elegans AG., aber ihre Innen- seite ist nur mit sehr schwachen und wenigen Streifen ver- sehen, bei einigen sogar gar nicht gestreift. Die vertikale, außen wenig, innen ziemlich stark gewölbte Krone ist nach innen gebogen oder geschwungen, bei einem innen glatten Zahn von Adabion aber gerade, seitlich bis fast zur Basis scharf- kantig, was von O. contortidens AG. unterscheidet, und 3, bis höchstens 1'/, cm hoch. Jederseits befindet sich ein kleines, sehr spitzes Seitenspitzchen. Man kann in diesen Zähnen ') Meine Abhandlung IA erschien am 10. August und IB und IIA im November 1905. 33* — 2 — eine Abart der im Alttertiär in Europa, in Nordafrika, Mossa- medes (PRIEM: 1907, S. 75, Taf. 1, Fig. 6) und im östlichen Nordamerika nachgewiesenen Art sehen, bei der die charakteris- tische, sonst gerade bei kleinen Zähnen besonders gut entwickelte Streifung im Schwinden oder im Entstehen begriffen ist. Ganz gleiche Zähnchen befinden sich unter denjenigen aus dem untersten Mokattam bei Kairo, die ich an O. cuspidata AG. anreihte, weil auch AgaAssız (III, S. 290) den Mangel der Kronenstreifung als Hauptunterschied von O0. elegans angab. Da O. elegans etwas früher auftritt als O. cuspidata, und die Zähne der letzteren nicht so schlank sind als die vorliegenden, reihe ich nun diese vermittelnden Formen ersterer an. Die- selben Zähne liegen mir übrigens auch aus der mittelmiocänen Meeresmolasse von Ulm vor. Ein Zahn aus der patagonischen Molasse, den AMEGHINO (1906, S. 177, Taf. 1, Fig. T und 1908, S. 487, 488) zu Scapanorhynchus subulatus AG., einer von AGASSIZ ungenügend begründeten cretacischen Art, stellte, unterscheidet sich nicht von den ungestreiften Formen der hier zusammengefaßten Zähne, ebenso auch der Frontalzahn, den EASTMAN (1901, S. 105, Taf. 14, Fig. 1) unter O. cus- pidata AG. aus dem Eocän von Maryland. beschrieb. Otodus Koerti n. sp. Texttafel Fig. 4a, b und 5. Aus dem Brunnen von Djagbati, in unvollständigen Ex- emplaren auch von Tabligbo, liegen endlich mehrere Vorder- und Seitenzähne vor, die ihrem Charakter nach zusammenge- hören und in Größe und Form zwischen Otodus obliquus Ac. und ÖOtodus Aschersoni STROMER (1905, S. 171) vermitteln. Letztere im Mitteleocän Ägyptens häufige Art hat LERICHE (1906, S. 403, Fig. 74—79) auch im Eocän von Algier und Tunis nachgewiesen, und es gehört dazu wohl auch der Zahn, den ALESSANDRI (1903, S. 45öff., Taf. 12, Fig. 7) unter Lamna Vincenti WINKLER aus dem Oligocän des nördlichen Apennin beschrieb, vielleicht auch der Zahn aus der patagonischen Molasse, den AMEGHINO (1906, S. 178, Taf. 1, Fig. 12 und 1908, S. 491, 492) zu der cretacischen Lamna appendicu- lata AG. stellte. Unter den mir vorliegenden haben die Vorder- zähne längere vertikale und gerade Kronen und breitere Seiten- spitzen, die seitlichen aber schärfere und kleinere Seitenspitzen als bei O0. Aschersoni.. Die völlig glatten scharfrandigen Kronen sind außen ganz wenig, innen auch nur etwas gewölbt und nie so lang wie bei Otodus obliquus. Die kleineren — . 497 ° — Seitenzähne gleichen übrigens sehr denjenigen des Bruxellien und Laekenien Belgiens, die LERICHE (1905, Taf. 6, Fig. 28, 29) zu Lamna verticalis AG. stellte, nur stehen die Spitzen der Seitenspitzchen von der Krone ab. Lamna Vincenti WINKLER. Texttafel Fig. 6. Zwei an der Wurzel lädierte Zähnchen aus dem Brunnen von Djagbati gleichen so vollkommen den von LERICHE (1905, S. 125, Taf. 6, Fig. 37, 42, 49) aus dem Mitteleocän Belgiens abgebildeten, daß die auch in Ägypten in gleich- alterigen Ablagerungen vorkommende Art (STROMER: 1905, S. 170) nun als für Togo nachgewiesen angesehen werden kann. Der unvollständige Zahn, den AMEGHINO (1906, S.179, Taf. 1, Fig. 15) zu der gleichen Art rechnete, was er selbst (1908, S. 492) nicht mehr recht aufrecht zu erhalten wagte, gehört sicher nicht dazu. Ob er zu Odontaspis cuspidata AG. zu zählen ist, wie LERICHE (1907, S. 136) vermutete, lasse ich dahingestellt. Alopiopsis (?Physodon) secundus WINKLER. Texttafel Fig. 7. Zwei Zähnchen aus dem Brunnen von Djagbati gleichen vollkommen den in der Kerunstufe Ägyptens so häufigen, von mir (1905, S. 176) als Alopiopsis aff. contortus GIBBES bezeichneten Zähnchen, die LERICHE (1905, S. 132, 133 und 1906, S. 223—225) nach gleichen Zähnchen aus dem Bruxellien Belgiens zu Physodon zählte. Ich kann letztere Bestimmung, auf die ich (1905, S. 176) ja schon hinwies, zurzeit leider nicht nachprüfen; jedenfalls ist aber eine im Mitteleocän Belgiens und in der wenig jüngeren Kerunstufe verbreitete Art in Togo nachgewiesen. In den wohl oligocänen Phosphoriten des südlichen Nordamerika wie in der patagonischen Molasse finden sich verwandte größere Formen (AMEGHINO: 1906, Taf. 2, Fig. 26, 27), welch letztere eher zu einer Prionodon-Art als zu Galeocerdo gehören. Xenodolamia af. simplex Leipy. Texttafel Fig. 8a, b, e. Auch mit den Phosphatschichten Südkarolinas gemeinsam ist eine Form, die durch einen Zahn von Tabligbo vertreten ist. Er gleicht im wesentlichen dem von X. pravus LEIDY — 498 — (1877, S. 251, Taf. 34, Fig. 33), nur sind seine scharfen Kronenränder bloß sehr schwach und unregelmäßig gezähnelt, auch steht die Krone ganz vertikal und ist gleichseitig, also X. simple LEIDY (ebenda, Fig. 35), abgesehen von der größeren Kronenhöhe, ähnlicher. Die innen deutlich, außen wenig gewölbte Krone erhebt sich hier auf einer sehr stark entwickelten Wurzel, die in zwei ein wenig einseitig schräg gerichtete Hörner ausläuft, innen sehr stark verdickt ist und doppelt so hoch als außen ist. Sie entbehrt hier der bei Carcharidae gewöhnlichen Vertikalfurche, sonst wäre wenigstens der von LEIDY a. a. O., in Fig. 34 abgebildete, stärker krenulierte und gebogene Zahn manchen dieser Familie ähnlich; LERICHE (1905, S. 184) rechnet ihn aber wohl mit Recht zu Carcharodon. Wenn er aber die anderen zu den Notidanidae zählt und zu dem gleichen Genus auch von SMITH WOODWARD (1899, S. 11, Fig. 25, 26) im Londonton Süd-Englands, von ihm im Laekenien Belgiens gefundene Zähne rechnet, die keine Wurzelhörner haben, und deren Wurzel überdies innen nicht verdickt zu sein scheint, möchte ich doch ganz erhebliche Bedenken erheben und solche Zähne wie WOODWARD eher als Seitenzähne von O.ryrhina ansehen. Die vorliegende Form aber läßt sich noch am besten mit Symphysenzähnen vergleichen, wie sie EASTMAN (1895) bei der oberturonen Oxyrhina Mantelli AG. im Gegensatz zu den lebenden Arten fand. Doch sind sie etwas groß dafür, und die feine ‚Randzähnelung bei der sonst so ähnlichen Xenodolamia pravus LEIDY (a. a. O©., Taf. 34, Fig. 33) er- weckt weitere Bedenken, auch sind in meinem allerdings kleinen Material keine Zähne von Oxyrhina vorhanden. Da die Struktur der Xenodolamva-Zähne noch nicht untersucht ist, kann ich nur auf jene äußere Ähnlichkeit hinweisen. Galeocerdo af. latidens Ac. Texttafel Fig. 9. . Ein kleines seitliches Zähnchen aus dem Brunnen von Djagbati würde ich zu dieser, besonders im Mitteleocän Europas und Ägyptens verbreiteten Art rechnen, wenn nicht der Mesial- rand sehr wenig gebogen und nur unten ganz schwach ge- zähnelt wäre. In letzterer Beziehung gleicht es den Zähnchen von @. aegyptiacus STROMER (1905, S. 175) aus dem Uadi Ramlijeh und der Kerunstufe Ägyptens, bei denen aber der Mesialrand stärker gebogen ist, und die Zacken unter der distalen Kerbe höher sind. Durch die geringe Biegung des — 499 — Mesialrandes steht übrigens das Zähnchen Seitenzähnen von Galeus, die jedoch stets höher hinaufragende Zacken unter der Kerbe haben, besonders nahe, z. B. dem von AGASSIZ a. a. O. auf Taf. 26, Fig. 18 abgebildeten Galeus-Zahn, was mit den Ausführungen übereinstimmt, die ich (1905, S. 174ff.) über die Ähnlichkeit mancher tertiären Galeocerdo- und Galeus- Zähne machte. Auch bei den Zähnen von Galeocerdo (?) latıdens aus dem Eocän von Maryland (EASTMAN: 1901, 8. 109, Taf. 14, Fig. 8) und bei dem von Davis (1888, S. 34, Taf. 6, Fig. 7) aus der miocänen Oamaru-Stufe Neuseelands als oberen Zahn eines Notidanus marginalis Davıs beschriebenen Zahn von Galeocerdo davisi CHAPMAN (1904, S. 273) ist der Mesialrand sehr wenig gebogen, aber fein gezähnelt. Sehr be- achtenswert ist endlich, daß ein von PrIEM (1907a, 8.78, Taf. 1, Fig. 21) aus Mozambique beschriebener Zahn von @. latidens dem vorliegenden in seinen Besonderheiten gleicht. Die Zähne aus der patagonischen Molasse, die AMEGHINO (906, Taf. 2, Fig. 24, 25 und 1908, S. 486, Fig. e, i) nach meiner Ansicht mit Recht zu Galeocerdo latidens AG. rechnete, einer Form, die übrigens auch in der mittelmiocänen Molasse von Baltringen und in Australien neben @. aduncus AG. vor- kommt, sind als typische (@aleocerdo-Zähne von den hier besprochenen verschieden. Ginglymostoma aft. thielense WINKLER SP. Texttafel Fig. 10. Ein einzelner unterer Vorderzahn von Adabion mit etwas lädierten Spitzen, dessen Kronenvorderseite 7 mm lang und 8,5 mm hoch, in der Vertikalrichtung kaum konkav, in der Längsrichtung ganz wenig gewölbt ist, zeichnet sich dadurch aus, daß neben seiner deutlichen, aber nicht großen Haupt- spitze jederseits drei größere und unten zwei ganz kleine Seitenspitzchen jederseits symmetrisch in ein wenig konvexem Bogen nach unten ziehen. Auch sind die seitlichen Unter- ränder neben dem stark nach unten konvexen Medianteil vorn ein wenig wulstig und so deutlich konkav, daß die Wurzel- hörnchen von vorn sehr gut sichtbar sind. Unter den von mir (1905, S. 165—167) besprochenen Ginglymostoma-Arten unterscheidet sich das große @. Blancken- horni STROMER, eine im Mittel- und Obereocän Ägyptens nicht seltene Art, zu der auch @. Fourtaui PRIEM (1905, S. 635, Fig. 1—4) gehört, schon durch die Schwäche der Mittelspitze und die große Zahl der Seitenspitzen sehr deut- a A lich. @. serra LEIDY (siehe auch A. SMITH WOODWARD: 1889, S. 348, Taf. XVI, Fig. 9) aus den nordamerikanischen Phos- phaten und @. Miqueli PRIEM aus dem französischen Miocän dagegen haben zwar auch zahlreichere Seitenspitzchen, aber eine stärkere Hauptspitze; das rezente @. Mülleri GÜNTHER (= concolor MÜLLER et HENLE) sowie @. trılobatum LERICHE aus dem Paleocän Belgiens hat ebenfalls letztere, und @. minu- tum FORIR aus der belgischen oberen Kreide ist zwar im Größen- verhältnis der Hauptspitze zu den Seitenspitzen ähnlich, aber besitzt nur 2 bis 3 Seitenspitzen und unten keine stärkere Konvexität. Am meisten unter den fossilen Formen steht @. thielense WINKLER, eine im Ypresien, vor allem aber im ‘Bruxellien Belgiens vorkommende Form, in Form und Größe unserer nahe, wenn auch unter den von LERICHE (1906, Taf. 8) ab- gebildeten Zähnchen keines identisch, vor allem nicht so hoch ist. Schlußfolgerungen. Die dürftigen Schildkröten-, Rhynchocephalen- und Schlangenreste sind für eine Altersbestimmung des Adabion- kalkes nicht geeignet, nur sprechen die Dyrosaurus-ähnlichen Fossilien für ein paleocänes oder obersteretacisches Alter; doch sind die Endflächen des Wirbels fast gar nicht konkav, was eine höhere Entwickelung, also ein geringeres geologisches Alter der Togoform gegenüber den anderen Champsosauriden anzunehmen gestattet. Die Fischreste: Pycenodus varvabılıs STROMER var. togoensis, Myliobatis Dixoni Ac., Myliobatıs cf. striatus BUCKL., Hypolophites myliobatordes n. g.n. sp., Odontaspis cuspidata AG., Odontaspis elegans var. substriata, Otodus Koerti n. sp., Lamna Vincenti WINKLER, Alopiopsis (? Physodon) secundus WINKLER, Xenodolamia aff. simplex LEIDY, @aleocerdo aft. latidens AG. und Ginglymostoma_ aff. thielense WINKLER, machen äußerst wahrscheinlich, daß die Kalke von Tabligbo und Djagbati mit den Kalken von Adabion im Monu bei Tokpli ziemlich gleichalterig sind und beweisen die größere Verbreitung mariner Ablagerungen im südöstlichen Togo. Schon das Zusammenvorkommen von Pycnodus mit Myliobatis spricht für marines Eocän und ihre Arten, ebenso wie die der Haie für mittleres. Ein durch geringere Größe der nur zweiwurzeligen Zähne primitiveres Genus der Mylvo- batidae wie Hypolophites läßt sich auch für ein mindestens alttertiäres Alter der Kalksteine anführen. Durch ihre Be- schreibung wird unsere Kenntnis der tertiären Wirbeltierfauna —— N Ne der Westküste Afrikas nicht unerheblich erweitert; denn bisher wußte man bloß von jungtertiären Haifischzähnen vom Rio d’Oro in der westlichen Sahara, die JOLEAUD (1907) aufzählte, von einem Zahn von ÖOdontaspis cuspidata AG., den VASSEUR (1902, S. 61) aus dem Eocän des Senegal erwähnte, von Myliobatis- oder Aötobatis-Zähnen und dem großen Zahn des Torpedo Hilgendorji JAEKEL, die JAEKEL (1904, S. 289ff.) aus dem tertiären Tuff von Balangi am Mungo-Fluß (in 4° 30 n. Br.?) in Kamerun beschrieb, und von den wenigen Haifischzähnen, die PrrEM (1907) aus dem Mitteleocän von Damba Alves Bastos bei Mossamedes bestimmte. Dazu kommen die nicht näher bestimmten Reste eines Krokodiliers, von Schildkröten, Sceyllium, Aprionodon und ?Cimolichthys, die nach PRIEM in CAUDEAU (1909, 8. 95 und 103) in wahrscheinlichem Mitteleocän des Berglandes (= Adrar) von Tahua, also im Norden von Sokoto, sich fanden. Auf die Bedeutung des sicheren Nachweises von Alttertiär in Westafrika für die Paläogeographie habe ich zwar schon in meiner vorjährigen Mitteilung hingewiesen, auch sind die Haifische infolge ihrer weiten geographischen Verbreitung und ihre isolierten Zähne wegen der Schwierigkeit einer sicheren Bestimmung nicht sehr gut zu tiergeographischen Schlüssen geeignet, es scheint mir aber doch nötig, hier noch Einzel- heiten zu erwähnen, weil mehrfach, so besonders von IHERING (1908), an der Konstruktion einer geschlossenen, tertiären Festlandsbrücke zwischen Brasilien und Westafrika festge- halten wird. Das Vorkommen von Odontaspis cuspidata und elegans var. substrata, Lamna Vincenti, (Galeocerdo aff. latidens, Ginglymostoma aff. thielense, Myliobatis Dixoni und aff. striatus, sowie des Ötodus Koerti, der dem 0. Aschersont, und des Pyenodus variabilis var. togoensis, der dem P. va- riabilis nahe steht, im Eocän von Togo ebenso wie das von Odontaspis elegans, O. ?cuspidata, Lamna macrota und Otodus obliguus in dem von Mossamedes, sowie wahrscheinlich auch der Odontaspis cuspidata im Eocän des Senegal, alles Arten, die im Eocän von Mittel- und Westeuropa wie von Algier, Tunis und Ägypten häufig oder in nahe stehenden Arten und Varietäten vertreten sind, spricht entschieden für einen Zusammenhang des damaligen Meeres an der tropischen Westküste Afrikas mit den mittel- und westeuropäischen sowie den mediterranen Eocänmeeren. Es ist am naturgemäßesten, ihn westlich der Sahara anzunehmen, da in der nördlichen und zentralen Sahara wie in Tripolitanien marines Alttertiär OP nach dem jetzigen Stande der Kenntnisse fehlt, die allerdings jungtertiären Fischreste vom Rio d’Oro für diese Verbindung sprechen, und man ohne zwingende Gründe nicht ein erheb- liches Abweichen der tertiären Meeresgrenzen von den gegen- wärtigen annehmen sollte. Wahrscheinlich hat das Eocänmeer aber auch um Süd- afrika herum nach Osten und von da nach Ägypten gereicht. Doch könnten dafür von Fischresten zurzeit nur die wenigen mittel- oder jungtertiären von PRIEM (1907 und 1907a. S. 465) aus Mozambique und aus Madagaskar beschriebenen als Be- weis angeführt werden. Denn die von E. SCHWARZ (1909, S. 114) als obersteretacisch aufgezählten Haifischarten der Alexandriastufe von Port Elisabeth bis Eastlondon im süd- östlichen Kapland sind wohl jungtertiär und bedürfen der Nachprüfung. Ich glaube nämlich nicht, daß (archarodon rondeletti, megalodon und auriculatus gleichzeitig und am gleichen Orte vorkommen. Auffällig gering erscheinen die Beziehungen der fossilen Fischfauna von Togo mit der, allerdings wohl jüngeren, aber doch alttertiären, des südöstlichen Nordamerika, denn dort ist nur Odontaspis elegans var. substriata in Maryland und Xeno- dolamia simplex LEIDY in Südkarolina nachgewiesen. Daß mit der patagonischen Molasse nur Odontaspis cuspidata, O. elegans var. substriata und ÖOtodus Aschersoni gemeinsam sind, erklärt sich wohl einfach daraus, daß sie entgegen der Ansicht AMEGHINOs und IHERINGs erheblich jünger, höchstens untermiocän ist, wofür ja auch ihre Walfischfauna spricht, wie TRUE (1910, S. 32) neuerdings hervorhob. Vielleicht deutet übrigens der Umstand, daß ich mehrere Fischformen nicht mit ungefähr gleichalterigen europäischen oder mediterranen identifizieren konnte, weil ich kleine Ab- weichungen fand, auf das Vorhandensein tiergeographischer Abarten; doch reicht natürlich unsere gegenwärtige Kenntnis bei weitem noch nicht aus, um das zu beweisen. Von Interesse ist jedenfalls die Verbreitung der Gattung Galeocerdo im Tertiär. Sie ist jetzt vor allem in nördlichen Meeren heimisch, im Alttertiär aber dort noch unbekannt, vielleicht nur infolge unserer äußerst geringen Kenntnis marinen nordischen Alttertiärs. Dafür ist sie nicht nur im Alttertiär des süd- östlichen Nordamerika, von Mittel-, West- und Südeuropa wie von Ägypten und jetzt auch von Togo nachgewiesen, sondern auch im Mittel- oder Jungtertiäir von Mozambique (PRIEM: 1907, S. 78), Patagonien (AMEGHINO: 1906 und 1908) und von Australien und Neuseeland (CHAPMAN und PRITHARD: ala 1904, S. 273—275). Sie war also im Alttertiär wohl weiter als jetzt und im Miocän vielleicht universell verbreitet. Daß zur Alttertiärzeit jedoch die Lamnidae die größte Rolle unter den Haifischen spielten, wird auch durch die Fauna von Togo bestätigt. Besonders häufig sind in ihr aber Formen, deren Gebiß zum Zerknacken und Zermalmen von Conchylien geeignet ist: Pycenodus, Myliobatis und Hypo- lophites, womit vielleicht der Umstand in Zusammenhang zu bringen ist, daß im Kalkstein von Adabion so viele Bruch- stücke von Muscheln enthalten sind. Abgesehen von dem Nachweis einer größeren geographischen Verbreitung ist von all den Fischen nur Hypolophites von speziellem Interesse, weil er, wie auf S. 493 schon erwähnt, in mancher Beziehung eine Lücke ausfüllt. Da Myliobatis und Aötobatis, wie ich (1905, S. 45) ausführte, schon zur Mitteleocänzeit ihre Blütezeit hatten und schon früher differenziert waren, und da die Stammesgeschichte der Familie zum mindesten in die obere Kreidezeit zurückreicht, die damaligen Formen aber noch zu wenig bekannt sind, kann hier darüber nichts weiter gesagt werden. Nur ist nochmals hervorzuheben, daß das Gebiß im Besitz von nur zweiwurzeligen, nicht übermäßig vergrößerten Zähnen und im Mangel einer un- paaren Symphysenreihe primitiver ist als das der Myliobatinae. Was endlich die Reptilien anlangt, so sind die Reste eines Champsosauriden von besonderem Interesse; denn sie erweisen nicht nur eine größere geographische Verbreitung der Familie, sondern auch ihr Fortleben in mitteleocäner Zeit, während sie in Europa wie in Nordamerika nach dem Paleocän erloschen zu sein scheint. Es fügt sich das in die Gesetzmäßigkeit ein, welche die jetzigen Faunen und Floren so vielfach zeigen, daß auf den südlichen Kontinenten und Inseln viele aussterbende Formen länger fortexistieren als im Norden. Da wir die fossilen Land- und Süßwasserfaunen der südlichen Gebiete noch sehr ungenügend kennen, haben wir aus der geologischen Vergangenheit noch wenig Beispiele dafür. Gerade aus Afrika sind aber neuerdings noch weitere Fälle bekannt geworden, nämlich das Vorkommen von Ceratodus in wahrscheinlich mittlerer Kreide der Sahara, von sauropoden Dinosauriern in der oberen Kreide Deutsch -Ostafrikas, von Arsinoitherium im Unteroligocän Ägyptens und von Mastodon im Quartär Südafrikas'). In Europa findet sich der jüngste ) In Südamerika verhält es sich offenbar ebenso, denn dort kommen Dinosaurier und Üeratodus sogar noch im Alttertiär vor und gaben mit Anlaß, daß AMEGHINO und IurrınG es für Kreide halten. — 0A Ceratodus im mittleren Jura, in Nordamerika sicher noch im oberen (die von CoPE: 1876, S. 12, 13 aus der obersten Kreide von Montana beschriebenen, aber nicht abgebildeten Ceratodus-Zähne sind fragliche Gebilde, MOODIE [1908, S. 252, Fig. 3] hält eine der zwei Formen für ein Klammerorgan eines Amphibiums). Die jüngsten Sauropoda sind in Europa und Nordamerika nur in der unteren Kreide festgestellt, denn ein aus der obersten Kreide Frankreichs erwähnter ist unsicher (LuLz: 1910, S. 26). Arsinoitherium ist wohl ein speziali- siertter Amblypode, deren jüngste Vertreter in Europa im unteren, in Nordamerika im oberen Eocän vorkommen. Masto- don endlich findet sich in Europa zuletzt im Pliocän, in Nord- amerika allerdings wie im Süden im Diluvium. Daß der Wirbel von Togo wie die Reste des Dyrosaurus aus dem ältesten Tertiär von Tunis das Vorkommen. besonders großer Tiere beweisen, ebenso wie auch das Gebiß eines Pyenodus varıabilis var. togoensis und des Pycnodus Peller PRIEM aus der gleichen Stufe von Tunis, steht endlich mit einer anderen Gesetzmäßigkeit in Einklang, daß Riesenformen zur Zeit des Höhepunktes oder kurz vor dem Erlöschen einer Gruppe aufzutreten pflegen. Eine nicht unwichtige Frage ist endlich, ob die Di saurus-ähnliche Art im Meere lebte. Da die Dyrosaurus- Reste in marinen Phosphaten vorkommen und die vorliegenden in einem reinen Kalkstein, der zahlreiche Reste mariner Wirbelloser und Wirbeltiere enthält, ist das äußerst wahr- scheinlich. Doch ist gerade bei letzteren zu erwägen, daß die gar nicht abgerollten Wirbel einer wohl landbewohnenden Schlange auch in die marine Ablagerung geraten sind, die sicher im Seichtwasser und wahrscheinlich in Küstennähe entstanden ist. Die Reinheit des Adabionkalkes, die aus der von VON AMMoN (1905, S. 469) veröffentlichten Analyse Dr. SCHWAGERSs hervorgeht, ist kein Grund gegen diese Annahme. Denn auch die so reinen Solnhofener Plattenkalke sind bekanntlich in ganz seichtem Wasser und in nächster Küstennähe abgelagert und auch die weißgelben Nummulitenkalke des unteren Mokattam bei Kairo sind wenigstens Seichtwasserbildungen, wie ich (1909, S. 514) aus dem nicht seltenen Vorkommen ziemlich vollständiger Skelette von Seekühen, also von typischen Seichtwasserbewohnern, folgerte.e Es ist das be- sonders hervorzuheben, weil CHUDEAU (1909, 8. 98) irriger- weise den Mangel von Nummuliten im KEocän des West- sudan damit zu erklären suchte, daß dort Seichtwasser- ablagerungen seien. Da für jene Gegend natürlich auch ei —— meine Erklärung (1909, S. 514) nicht zutreffen kann, daß das Meer für diese Warmwasserbewohner zu kalt gewesen sei, kann man vielleicht annehmen, daß das so weit im Innern liegende Meeresbecken «zu abgeschlossen war und deshalb eventuell auch keinen normalen Salzgehalt hatte. Literatur. Acassız, L.: Recherches sur les Poissons fossiles. Bd.I, II und II. Neuchätel 1833 —1843. ÄALESSANDRI, G. DE: Note d’ Ittiologia fossile. Atti Soc. Ital. sci. natur., Bd. 41, S. 443. 1903. AMEGHINO, Fr.: Les formations sedimentaires du Cretace superieur et du Tertiaire de Patagonie. Anal. Mus. nacion., Ser. 3a, Bd. VIII, Buenos Ayres 1906. — Notes sur les Poissons du Patagonien. Ebenda, Bd. IX, S. 47TE., 1908. - Ammon, L.v.: Zur Geologie von Togo und vom Nigerlande. Mitt. geogr. Ges. München, Bd. I, 1905. BöHm, JoH.: Über einen Furchenstein und Tertiär in Dahome. Diese Zeitschr., Bd. 56, Monatsber., S. 141ff., Berlin 1904. 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Zwar weicht das erste in verschiedenen Eigen-- tümlichkeiten sowie in den Dimensionen, wie wir später sehen werden, erheblich von Odontopteryz toliapicus ab, das Eigen- tümlichste desselben, die zahnähnlichen Knochenzapfen in den !) Owen: Description of the Skull of a Dentigerous Bird (Odonto- pterys toliapicus) from the London Clay of Sheppey. Quart. Journ. of the Geol. Soc. of London. — a Kiefern, hat er mit dem letzten gemeinsam. Eine weitere Eigentümlichkeit des Exemplares besteht im Besitz der Sklerotikalringe, welche von OWEN für den Odontopteryx toliapicus nicht angegeben worden waren. Die Sklerotikal-. ringe selbst habe ich leider nicht mehr zu sehen bekommen. Bei einem Unfall, der dem Schädel widerfahren ist, ist der am rechten Auge ursprünglich vorhandene Sklerotikalring ver- loren gegangen. Daß er aber vorhanden gewesen ist, bestätigen die Zeugnisse von TORNQUIST, LÜHE u. a. und vor allen auch die eigentümlichen Facetten in den Orbitalhöhlen, auf dem Alisphenoid, Orbitosphenoid. Über das Alter des Schädels und den Fundort sagt bedauerlicherweise ein ihm beigegebenes Etikett sehr wenig aus. Es hat ihn etwa vor 5 Jahren ein Matrose aus Brasilien mitgebracht und an den Raritätenhändler 3. SCHULZE in Königs- berg verkauft haben, von welchem er 1905 von Prof. BRAUN für das Zoologische Institut erworben wurde!). Die Ausfüllung der Orbiten ist ein reiner, re Kalk was natürlich noch nicht berechtigt, einelinsz, dab ah das Muttergestein ein Kalkstein war. Denn solche Kalkspat- ausfüllungen der Schädel finden auch in jedem kalkhaltigen Gesteine statt. Der großen Ähnlichkeit des vorliegenden Schädels mit dem des ÖOdontopterya toliapicus wie auch seinen primitiven Merkmalen zufolge müßte er mindestens ein eocänes Alter haben. Der Erhaltungszustand des Exemplares ist ein ziemlich günstiger. Das Hinterhaupt neben dem Foramen magnum, die obere Partie des Schädels samt Orbiten, ein großes Stück vom Schnabel mit Ober- und Unterkiefer sind erhalten. Auf der linken Lateralfläche sieht man das Quadratum und das ganze Quadratojugale, auf der rechten das Lacrimale und die Präorbitalgrube. Auf der Basis des Schädels fehlen der Con- dylus, das Basiocceipitale und die Flügelbeine. Die zahnähnlichen Zapfen in beiden Kiefern sind teil- weise abgebrochen; die abgebrochenen Spitzen stecken aber noch im anklebenden Kalkspat, so daß ihre Gestalt noch wohl zu erkennen ist. !) Ich erlaube mir, an dieser Stelle den genannten Herren, Geheim- rat Prof. Dr. Braun, Prof. Dr. A. ToRNQuIST, Prof. Dr. M. LühHr, für das Vertrauen, das sie mir durch die Erlaubnis, den Schädel zu be- arbeiten, erwiesen haben, sowie Herrn Dr. W. Krıen für die photo- graphischen Aufnahmen, die er in liebenswürdiger Weise übernommen hat, meinen besten Dank auszusprechen. ne 50 9 Fat Spezielle Beschreibung des Schädels. Das Hinterhaupt (vgl. Fig. 1) fällt steil ab und ist breiter als hoch. Das Foramen magnum ist nach unten gerichtet; seine Länge übertrifft die Breite. Die Breite des Hinterhaupts über dem Foramen magnum beträgt 0,09 m, seine Höhe über dem Foramen magnum 0,035 m. In der Mitte (in der Median- linie) des mit den Exoccipitalia vollkommen verwachsenen Supraoccipitale befindet sich ein Wulst, der 0,015 m über Das Hinterhaupt. !/, nat. Gr. So Supraorbitale, Ex Exoccipitale, Ou Quadratum, a Grenzsutur zwischen Er und Squamosum, b Gelenkgrube für das Quadratojugale, c „Exoceipital ridge“. dem Foramenr magnum breiter wird, sich teilt und eine Ver- tiefung lateral umgrenzt. Seitlich von diesem Wulst ist das Hinterhaupt deutlich konkav. Lateral wird die Hinterhaupts- fläche von dreieckigen hohen Flächen begrenzt, die wahr- scheinlich den Exoccipitalia angehören; nach vorne und hinten werden sie von Kämmen begrenzt, von denen der vordere als die Sutur zwischen Squamosum und Exoccipitale zu deuten ist, während der hintere (Fig. I, c) dem „Exoccipital ridge“ OWENs zu entsprechen scheint. Nach vorne und unten gelenkt das Exoceipitale mit dem Quadratum (Fig. 1, Qu). Die obere Grenze des Supraoccipitale ist durch eine deutliche, zackige 34 — DN. — Naht gekennzeichnet. In der Nähe der Medianlinie springt die Naht hinten vor. Die vor der Naht liegende Fläche (Fig. 2, Pa) ist äußerst kurz, ihre größte Länge ist 0,012 m. Nach vorne wird die- selbe durch eine tiefe Rinne begrenzt. Seitlich stößt diese Fläche mit dem Squamosum zusammen. Wie sie zu deuten ist, ist fraglich; sehr wahrscheinlich stellt sie die Parietalia dar, welche ja bei den Vögeln gewöhnlich klein sind. Fig. 2. Der Schädel von oben. !/, nat. Gr. Pa Parietalia (?), Ar Frontalia, a Sutur zwischen So und Pa, b Sutur (?) zwischen Pa und Fr. Das Squamosum (Fig.3, Sq), welches eine etwas konkave Knochenplatte darstellt, stößt hinten in einer erhöhten Sutur (s. 0.) mit dem Exoccipitale zusammen und bildet nach unten, hinten und innen eine Gelenkfläche für das Quadratum. Gegenüber den Parietalia (?) sind die Frontalia (Fig.2, Fr) außerordentlich groß. Hinter den Orbitalhöhlen über- wölben sie den größten Teil der Hirnhöhle, sind in der Median- linie konkav, nach den Seiten zu etwas konvex, verschmälern sich weiter nach vorne und werden zwischen den Orbiten stark konkav. Ca. 2 cm vor dem vorderen Rande der Orbital- höhlen (Fig. 2) stoßen die Frontalia mit den Nasalia zusammen: Lateral bilden die Frontalia zum großen Teil die Orbitalhöhlen ROSEN ne und sind hier mit deutlichen, ca. 0,015 m hohen Facetten versehen (Fig. 6, a), welche zur Gelenkung der Sklerotikal- ringe dienten. Die Länge der Frontalia beträgt ca. 0,13 m. Der sichtbare Teil des Quadratums (Fig. 3, Qu) ist 0,045 m lang, verbreitert sich beträchtlich distal und ist kolbenförmig. Die hintere, schräg nach vorne geneigte Fläche ist an der breitesten Stelle konkav, bildet nach der Medianlinie zu einen sanften Sattel-und steigt dann in der Nähe des Flügelbeins Fig. 3. Schädel von der linken Seite. "/, nat. Gr. Sq Squamosum, Qu Quadratum, a Gelenkgrube für das Quadratojugale, b Sutur zwischen Er und Sg. sanft nach vorne und oben. Die Gelenkgrube für das Quadrato- jugale (Fig. 3, a) ist tief, im Umriß rund und nach außen ge- richtet. Nach vorne und unten ist sie von einer abgeflachten vorspringenden Fläche begrenzt, die als Stütze für das Quadrato- jugale anzusehen ist. Hervorzuheben ist, daß dieses Gelenk den Außenrand des Quadratums sehr wenig überragt. Das Quadratojugale und das Jugale (Fig. 4, Quj), die völlig verschmolzen sind, stellen einen ziemlich hohen, auf der Außenseite konkaven, auf der Innenseite konvexen, mit einem scharfen Oberrand und gerundeten Unterrand versehenen Knochen dar. Nach hinten verschmälert sich derselbe, krümmt sich nach innen und endet mit einem hakenförmigen Gelenkkopf, 34 * u a welcher der oben besprochenen Gelenkgrube des Quadratums entspricht. Die Orbitalhöhlen sind sehr groß. Der Längsdurchmesser beträgt ca. 0,075 m. Von den Präorbitalgruben (Fig. 6, Po) sind sie durch senkrecht stehende Lacrimalia geschieden. Auf der Schädelbasis (Fig. 5) ist der Hinterhauptscondylus nicht mehr vorhanden. Auch das Basioccipitale und das Basitemporale sind dergestalt abgerieben, daß ihre ursprüng- liche Beschaffenheit nicht mehr zu erkennen ist. Das Basi- FE ig. 4. Schädel von der linken Seite mit Quadratojugale (Quj). !/, nat. Gr. sphenoid trägt zwei nach unten divergierende Erhöhungen, die, was bei den Anatinae, speziell Anser, der Fall ist, in Be- rührung mit den Flügelbeinen standen. Auf dem Basisphenoid stehen die Alisphenoide, welche Facetten für den Sklerotikal- ring tragen. Die Orbitalhöhlen waren nicht knöchern ge- trennt, sondern wahrscheinlich nur durch eine häutige Membran geschieden. Das Flügelbein (Pterygoid) (Fig. 5, Pt) ist zum Teil ab- gebrochen. Es ist aber noch deutlich zu sehen, daß es distal mit seiner Innenfläche, die hier mit einem nach innen und hinten gerichteten Knochenpolster versehen ist, sich an das Basisphenoid anlehnt und mittels einer schräg gestellten Gelenk- grube mit dem Gaumenbein artikuliert. Die Gaumenbeine (Palatina) (Fig.5, Pl) zeichnen sich durch eine ansehnliche Größe aus. Am hinteren Ende tragen sie verhältnismäßig einfach gebaute Gelenkköpfe. Diese bestehen aus einer nach oben und hinten gekehrten Grube und einem sichelartig die Grube unten begrenzenden Wulst. Die Pala- tina stehen fast senkrecht. Ihr Unterrand bildet einen nach unten gekehrten, seitlich komprimierten Winkel. Über diesem Winkel ist die Höhe der Palatina = 0,04 m, während am hinteren Ende der letzteren die Höhe nur 0,01 m beträgt. ® >3 la Fig. 5. Schädel von unten. !/, nat. Gr. Fo Foramen magnum, Pt Pterogoid, Pl Palatina, La Lacrimale. Die Verwachsung der einzelnen Schnabelknochen ist eine so vollständige, daß eine Trennung der Nasalia, Intermaxillia und Maxillia untereinander unmöglich ist. Der Schnabel (Fig. 7) setzt dicht vor den Orbitalhöhlen an. Das obere Schnabelstück scheint auf der Oberseite am hinteren Ende eine Einsenkung zu haben; etwas mehr nach vorne verschwindet aber dieselbe, und die Oberseite wird konkav. Nach vorne verschmälert sich der Schnabel ganz allmählich. Seitlich ist der Schnabel mit an den Präorbitalöffnungen beginnenden Furchen (Fig. , a) versehen, die auf der ganzen Länge des Schnabels deutlich zu sehen sind. Diese Rinnen steigen erst etwas nach oben und laufen dann parallel dem oberen Schnabelrand. An der Stelle, — A, an welcher die Steigung aufhört, befinden sich in den Rinnen die schmalen, langgestreckten, äußeren Nasenlöcher (Fig. 7, No). Die Länge des vorliegenden Schnabelstücks beträgt 0,27 m, so daß die Gesamtlänge des Schnabels, da alles dafür spricht, daß der Schnabel ganz spitz endigte, wohl 0,40 m betragen könnte. Die Nasenlöcher liegen 0,11 m vor den Orbitalhöhlen und 0,09 m vor der Schnabelwurzel. c Fig. 6. Schädel von der rechten Seite. !/, nat. Gr. O Örbitalhöhle, Po Präorbitalgrube, Za Lacrimale, Pl Palatina, Mc Öberkiefer, Mb Unterkiefer, a Facetten für den Scleroticalring, b Zahnzapfen, c Nasenrinne. Die Symphyse des Unterkiefers ist abgebrochen. Das vorhandene Stück des Unterkiefers ist an seinem vorderen Ende 0,018 m hoch. Nach hinten steigt der Oberrand ganz allmählich an. Unterhalb der Lacrimalia biegt derselbe nach unten, wird breiter und endigt mit einer Gelenkgrube für das Quadratum. Auf der äußeren Seitenfläche des Unterkiefers befinden sich in der Schnabelregion dem Unterrande vollkommen parallele Rinnen, die bis unterhalb der äußeren Nasenlöcher reichen. Der die Gelenkgrube für das Quadratum nach außen begrenzende Wulst setzt sich nach vorne auf der Außenseite des Kiefers weiter fort und teilt die Außenseite in eine obere und untere Partie. — 19153. — Zu den Eigentümlichkeiten des Schädels gehören die knöchernen, zahnähnlichen Zapfen im Ober- und Unterkiefer. Auf den gerade verlaufenden Alveolenrändern befinden sich hier in regelmäßigen Intervallen stehende, abwechselnd größere und kleinere Knochenprotuberanzen (Fig.7, b,b). Die letzteren gehen vollständig in die Knochen der Kiefer über und sind ebenso hohl wie diese. Zwischen je zwei größeren Protuberanzen befinden sich, sonst den größeren ganz ähnliche, Zahnhöcker (Fig. 7, b). Fig. 7. Gesamtansicht des Schädels. !/, nat. Gr. No Nasenloch, a Nasenrinne, b große Zahnzapfen, b’ kleine Zahnzapfen. Der hinterste Zahn im Oberkiefer steht 0,015 m vor der Präorbitalgrube. Es ist möglich, daß hinter ihm sich noch ein Zahn befand, und zwar an der Stelle, wo der Schnabel zerbrochen ist. Der erwähnte hinterste Zahn ist 0,015 m lang an der Basis und 0,017 m hoch. Er ist der größte Zahn im Oberkiefer. 5 cm von diesem entfernt folgt wiederum ein größerer Zahn, welcher 0,014 m lang und 0,01 m hoch ist, und der ein ganz winziges Zähnchen vor sich hat. 0,025 m vor diesem befindet sich ein 0,012 m langer und 0,015 m hoher Zahn, der ebenfalls einen kleineren vor sich hat. Die Zähne des Öberkiefers stehen alle senkrecht zum Alveolen- rand. Im Unterkiefer ist der hinterste Zahn 0,045 m von der Präorbitalgrube entfernt und ist, wie auch der nächste, ca. 0,014 m weiter nach vorne stehende Zahn, nach vorne geneigt. Die folgenden Zähne stehen dagegen senkrecht oder fast senkrecht zum Alveolenrand. Die auch hier vorhandenen kleineren Zähne stehen im Gegensatz zu denen des Oberkiefers nicht neben den größeren, sondern in der Mitte zwischen je zwei solchen. Der größte Zahn im Unterkiefer ist der dritte von hinten. — 516 — Im erhaltenen Stück des Öberkiefers sind 8 Zähne vor- handen: 4 auf der rechten, 4 auf der linken Seite; im Unter- kiefer 7 rechts und 5 links. Vergleich zwischen Odontopteryz longirostris n. sp. und Odontopterya toliapicus OWEN. Die Gestalt und Anordnung der Schädelknochen sind bei O. longirostris im wesentlichen dieselben wie bei OÖ. toliapicus; das Hinterhaupt fällt aber bei dem ersten, soweit es aus den Owenschen Abbildungen ersichtlich ist, steiler ab als bei dem letzten. Außerdem fehlt dem O. toliapicus die oben erwähnte Rinne, die vielleicht als Sutur zwischen Parietalia und Frontalia aufzufassen ist. Abweichend ist auch das Quadratum gebaut, besonders seine Gelenkfacette für das Quadratojugale, welche bei O. toliapicus den Außenrand des Quadratums beträchtlich überragt und von gleichmäßig dünnen Wänden begrenzt ist, während sie bei O0. longirostris eine flache Knochenplatte vor sich hat. Die äußeren Nasenlöcher sollen bei O. toliapieus nach hinten gerückt sein, doch ist es eben noch fraglich, ob die bei OwEN (Taf. XVI, Fig. 1) mit „n“ bezeichnete Einkerbung wirklich als ein Nasenloch zu deuten ist. Beim vorliegenden Exemplar liegen sie in der oben erwähnten Rinne und sind 0,09 m von der Schnabelwurzel entfernt. Die größte Abweichung bietet aber das vorliegende Exemplar in der Zahl, Gestalt und Position seiner Zahnzapfen. Was zunächst die Zahl der Zähne betrifft, so ist sie bei O. toliapicus bedeutend größer. Während sich bei ©. longt- rostris nur je ein kleinerer Höcker zwischen größeren befindet, stehen bei O. toliapicus zwei bis drei solche. OWEN zählt bei seinem Exemplar im 3 cm langen Stück des Öberkiefers 12 „tooth-like processes“!), während der 27 cm lange Ober- kiefer des vorliegenden Exemplars nur deren 8 aufzuweisen hat. Das Verhältnis der Länge zur Höhe der Zähne ist bei O. longirostris beinahe 1:1, bei OÖ. toliapicus 1:2; also sind die Zapfen bei diesem viel spitzer. - Wie erwähnt, stehen die Zapfen beim vorliegenden Exem- plar, die zwei letzten im Unterkiefer ausgenommen, senkrecht oder fast senkrecht zum Alveolenrand; beim OwEnschen Exem- plar sind sie nach vorne geneigt und bilden mit dem Alveolen- rand einen Winkel von ca. 55°. Der Vorderrand der Zähne ist bei diesem immer kürzer als der Hinterrand. Dr a2. 028,916. — HlL ur Zu diesen Unterschieden kommt noch die verschiedene Größe des Schädels hinzu. Das vorliegende Exemplar ist mindestens viermal. so groß als Odontopteryz toliapicus, was aus der folgenden Zusammenstellung wohl zu ersehen ist. Odontoptery& Odontopteryx toliapieus longirostris Höhe über dem Foramen magnum . 0,015 m 0,035 m Breite - - - - . 0,032 - 0,090 - Größte Länge der Parietalia . . . 0,016 - ? - - Serirontaliar = 2. .0.0502- 0,150 - Breite des Quadratums am distalen ei. 00 0,040 - Länge des Quadratums . . . . . 0,020 - 0,045 - - - ganzen Schnabels . . : 0,080 - 0,400 - * - - za schadels.. . - . 0.150 - 0,530 - * Länge des vorhandenen Stückes 0,270 m. Die systematische Stellung. Bei der Betrachtung der äußeren Schädel- und Schnabel- partien des vorliegenden Exemplars wird man unwillkürlich an gewisse Steganopodes erinnert; und wirklich, die Wölbung der großen Frontalia, der lange, spitzendende Schnabel, die kleinen, runden, äußeren Nasenlöcher, die charakteristischen Nasenrinnen auf dem Öberkiefer stimmen ziemlich gut mit denen der typischen Steganopoden überein. Unter den Stegano- poden ist es aber die Sula, die bei weitem die größte Übereinstimmung aufweist. Doch hat die Sula außerordentlich stark ausgeprägte Temporalgruben, die das Fossil nicht auf- zuweisen hat. Die Temporalgruben sind bei allen Steganopoden stark entwickelt. — Ähnlich wie bei den Steganopoden ist bei Odontopteryx der Unterkiefer gebaut. Die ganz allmählich aufsteigenden Kieferäste enden hier wie dort mit niedrigen breiten Gelenkfacetten für das das Quadratum tragende Coronoi- deum und Öperculare.. — Vergleicht man die Schädelbasis des Odontopteryz mit der der Steganopoden, so wird man von den gewaltigen Unterschieden völlig überrascht. Wenn man zunächst die Palatina der Vergleichung unterzieht, so bemerkt man eine gänzliche Abweichung in der Gestalt, Anordnung und Stellung dieser Knochen. Die beiden Palatina stehen bei Odontopteryz longvrostris fast senkrecht, sind voneinander getrennt und artikulieren am hinteren Ende nur mit den Flügelbeinen. Bei Steganopoden (Sula) sind die Palatina da- gegen horizontal ausgebreitet in der Medianlinie verwachsen, wo sie in Form einer nach unten gerichteten Crista zusammen- N stoßen. Diese Crista ist am stärksten bei den Pelikanen ent- wickelt, und hier kommt noch eine starke obere Crista hinzu, am schwächsten bei Tachypetes. Außerdem legen sich die Gaumenbeine bei den Steganopoden mehr oder weniger fest an das Interorbitalseptum an und artikulieren am hinteren Ende zugleich mit dem Rostrum und den Flügelbeinen. Wie schon oben erwähnt, trägt das Basisphenoid bei Odontopteryz longi- rostrıs deutliche Polster für die Flügelbeine. Diese Polster (Basispterygoidfortsätze) fehlen allen Steganopoden, sind dagegen für Anatına sehr charakteristisch. Auch in anderen Merkmalen der Schädelbasis stimmt der Odontopteryx longirostris mehr mit Anseriformes als mit Steganopoden überein, so z.B. in den immerhin ziemlich hohen und getrennten Gaumenbeinen. Es existiert aber auch bei Anseriformes eine Reihe von abweichenden Merkmalen, die den übereinstimmenden Merkmalen die Wage halten, so vor allem die Beschaffenheit des Schnabels und des Unterkiefers. Der breite, verhältnismäßig kurze, von großen Nasenlöchern durchbohrte Schnabel der Entenvögel weist wirklich kein einziges übereinstimmendes Merkmal mit dem langen, schlanken Schnabel des Odontopteryx auf. Auch die anfangs flachen, unter dem vorderen Rand der Orbitalhöhle plötzlich aufsteigenden und dann wieder rasch nach hinten abfallenden Kieferäste und die Gelenkung für das Quadratum, die spitzen Angulare und Operculare weichen beträchtlich von denen des Odontopteryw longvrostris ab. Die Umrandung der Orbitalhöhe des Odontopteryx weicht insofern von der der Steganopoden und der Anseriformes ab, als bei diesen der Processus orbitalis posterior mehr oder weniger stark entwickelt ist, während derselbe bei Odontopteryx fehlt. Zieht man auch die rezenten Sturmvögel, die Tubinares, zum Vergleich heran, so hat man wiederum einige über- einstimmende Merkmale vor sich. So hat die Diomedea, der Albatros, gleichfalls lange Nasenrinnen auf dem Oberkiefer, und auch der Grundtypus im Bau des Gaumenapparats, die Schizognathie, kommt den Tubinares wie den Ödontopteryx zu. Denn trotz der Ähnlichkeit, die der Gaumenapparat des Odontopterye mit dem der Anseriformes hat, muß er als schizognath bezeichnet werden. Hier zeigt sich, mit welchem Zwang sich das HUXLEYsche System!) manchmal anwenden läßt. Im einzelnen sind die Gaumenapparate der beiden erwähnten ") Huxıey, Tu. H.: On the Classification of Birds. Proceeding of the Zoological Society of London, April, 11, 1867. — 519 — Formen durchaus verschieden. Außerdem gehört auch das Fehlen der Supraorbitalgruben bei Odontopteryx, welche bei allen Tubinares, besonders aber bei Diomedea, außerordentlich stark entwickelt sind, zu den trennenden Merkmalen. Vergegenwärtigen wir uns noch einmal alle die überein- stimmenden und trennenden Faktoren, die wir beim Vergleich des Odontopteryz-longirostris mit den Steganopoden, Anseri- formen und Tubinaren ermittelt haben, so werden wir wohl aussprechen müssen: mit dem gleichen Recht, mit dem man den Odontopteryx unter die Steganopoden, die Anseriformen, die Tubinares einreihen könnte, könnte man denselben aus jeder dieser drei Ordnungen ausscheiden. Mit einer jeden dieser drei Ordnungen hat Odontopteryx gewisse Merkmale gemeinsam und weicht gleichzeitig in anderen Merkmalen von jeder ab. Aus der folgenden Tabelle (s. S. 520) wird dieser Sach- verhalt wohl zu ersehen sein. Diese Verhältnisse sprechen, meines Erachtens, gegen die Einreihung des Odontopteryx unter die erwähnten Formen und lassen es ratsamer erscheinen, ihn als einen Repräsentanten einer selbständigen Formenreihe zu betrachten und den Steganopodes, Tubinares und Anseriformes gegenüberzustellen. Dies würde schon für den Fall notwendig sein, wenn dem Ödontopteryx sein eigentümlichstes Merkmal, die zahnähnlichen Knochen- protuberanzen der Kiefer, abgingen. Nun, dies ist ein Merkmal, dessen Bedeutung nicht unterschätzt werden darf. Ist bei den Vögeln ein in einer Alveole steckender Zahn als ein primitives Merkmal, als ein Erbe der Reptilien, aufzufassen, so ist ein zahnähnlicher Knochenfortsatz der Kieferknochen ein Merk- mal einer selbständigen Spezialisation und bei diesen Vögeln eine Neuerwerbung. Nun weicht Odontopteryxz in diesem Merkmale von allen bekannten, rezenten wie fossilen, Vögeln ab, und man wird ihn als einen Repräsentanten eines erloschenen, selbständigen Zweiges bezeichnen müssen, dessen Wurzel vielleicht auch die Wurzel der Steganopodes, Tubinares und Anseriformes war. Wenn wir uns jetzt wieder zu Odontopteryz toliapicus wenden, so wissen mir, daß dieser zu (0). lonyrrostris in dem Verhältnis einer anderen Species steht; denn wie wir gesehen haben, stimmen die beiden in den wesent- lichsten Merkmalen überein. Auch OÖ. toliapicus steht fremd- artig allen bekannten Vögeln gegenüber und weist gewisse Anklänge an die Steganopodes, Tubinares und Anseriformes auf, wie O. longirostris. Ebenfalls in Übereinstimmung mit dem letzten läßt es sich aber unter keine dieser Gruppen ein- (31999 arepnduy zyıds uspuo jdwngs uspuo jdumngs uopu9 BORSUONE N: ‘10809498 o9Sg10J9L ] -qaaJod) ‘aoızıpduoy | -yuoppg “yorjure -Ju0Jox) ‘yoejuro N uoTgoJ U92)9S1.10J 927%SJ.10J U9ZYES}.10F 924%S]10JPIOSA1I} -pıo2410J J yuu -pıioSA194g 9uyo -proSL19I u Bleu ua usuroq wmns}soy pun uouıoq | den Kuna -[odupg dran ann | -[oßung au gaaıny | WeURBATOARLd Mu ; Be JıoInyıyıe “ydoy 1978 ejsrrouerpom | one Bel yereddeusunen TTS | eamereg (And) org yoegeanerag | Fr 1 „nelid yyeugousop ‘yyeusowsep an NEDIEIT GAR) ON MyuO JoydLmyu yaıpyaom wney essojfe1odus], S uopueydoA uofyeF uofyof uoTy>F uoqnıdfeyrqroridng Ko x BER Stunopuogng uopuey uopmenIon | Br 91497 -IOA SUULIUOSEN 9uurlusseNn “yuıe) | Syueıogg Ip ur | ZEISR SENSE HN EAST 9uurtusseNn “J0.18 ‘sısegqfogqeuyag -Jud sIsegqjdgqeuydg | ouury “Ly9ojuaseN A9p ue ‘uroy 19p ue °, urofy J9p uOA *uro]y yroaq (1Moaq 19p0 Yurjyos “ıyoıu 19PO UHF0I98 uayun yoeu ozyıdg oıp puopuazyıds ‘yuejgas ‘opeıad sppqeugag sep yfe}s9g) ars puapuo 1a (ı -zyıds ‘yue]yos sayadı pqeuyag op -Ry>o 7, ‘weyıpog (, | spe A9zıny waıueag Sue] y2Io]a - due] Y9IP]JO A9Po (‚[Ppqeuyag aop sıe 197109 [oLA wnIueA) pqruydS A9p Se 19Z1Nn2 J9IA WNIUEIY) spjpqeuygag sap 1op nz swnıuelg) Sp. 99uRT 19p STugwyarA saupurgn]L SOUt.10 [Ü108Uy sapodouvbargı whsogdozuopg RE reihen und steht gleichwertig jeder der drei gegenüber, eine Kollektivform darstellend. Es scheint daher geboten zu sein, das englische und das brasilianische Exemplar unter eine und dieselbe Ordnung unterzubringen und für die beiden eine neue Ordnung der Odontopterygia aufzustellen, deren einzige Vertreter zurzeit Odontopteryz toliapicus OWEN und Odon- topterya longirostis n. sp. sind. DIN = Neueingänge der Bibliothek. BRÜCKNER, E.: Uber Glazialerscheinungen in der Rhön. S.-A. aus: Zeitschr. f. Gletscherkunde III, 1909. Berlin 1909. BRÜCKNER, E., u. E. MurerT: Les variations periodiques des glaciers, XIVme Rapport, 1908. S.-A. aus: Zeitschr. f. Gletscherkunde IV, 1910. Berlin 1910. | Dietrich, W. O.: Ensigervilleia, eine neue Gervilliengruppe aus dem oberen weißen Jura von Schwaben. S.-A. aus: Zentralbl. Min. 1910, Nr.8: Stutteart 1910, — Neue fossile Cervidenreste aus Schwaben. S.-A. aus: Jahres- hefte d. Ver. f. vaterl. Naturk. in Württemberg, Jahrg. 1910. Stutt- gart 1910. FRAAS, E.: Chimäridenreste aus dem oberen Lias von Holzmaden. S.-A. aus: Jahresh. d. Ver. f. vaterl. Naturk. in Württemberg, Jahrg. 1910. Stuttgart 1910. | — Plesiosaurier aus dem oberen Lias von Holzmaden. S.-A. aus: Palaeontographica 57. Stuttgart 1910. FREUDENBERG, W.: Der Jura am Katzenbuckel. Eine diluviale Rhein- talspalte bei Weinheim an der Bergstraße. Parallel-Ausflug ins Quartär von Weinheim an der Bergstraße. Spuren des paläolithi- schen Menschen in der Pfalz. Das Diluvialprofil von Jockgrin in der Pfalz. S.-A. aus: Ber. über die Versamml. d. Oberrhein. Geol. Ver. 36. Vers., Nördlingen 1903; 88. Vers., Konstanz 1905; 42. Vers., Heidelberg 1909. Karlsruhe 1909. — Das mesozoische Alter des Adula-Gneißes. Exkursion auf den Katzen- buckel. S.-A. aus: Ber. über die Versamml. d. Oberrhein. Geol. Ver. 41. Vers, Ulm 1908 u. 42. Vers., Heidelberg 1909. Karls- ruhe 1909. — Geologische Beobachtungen im Gebiete der Sierra Nevada von Mexiko. S.-A. aus: Diese Zeitschr. 61, Monatsber. Nr. 5, 1909, Berlin 1909. — Die Rheintalspalten bei Weinheim an der Bergstraße aus tertiärer und diluvialer Zeit. S.-A. aus: Zentralbl. Min. 1906, Nr. 21 u. 22. Stuttgart 1906. — Die Fauna von Hundsheim in Niederösterreich. S.-A. aus: Jahrb. d.k. k. Geol. Reichsanst. 1908, 58, H.2. Wien 1908. — Geologie u. Petrographie des Katzenbuckels im Odenwald. S.-A. aus: Mitt. d. Großh. Bad. Geol. Landesanst. V, H. 1, 1906. Heidel- berg 1906. — Der Anophorit, eine neue Hornblende von Katzenbuckel. S.-A. aus: Mitt. d. Großh. Bad. Geol. Landesanst. VI, H. 1, 1908. Heidel- berg 1908. Führer zu den Exkursionen der Abteilung für praktische Geologie. Inter- nationaler Kongreß für Bergbau, Hüttenwesen, angewandte Mechanik und praktische Geologie, Düsseldorf 1910. Essen, Ruhr 1910. -GOTHAn. W.: Botanisch-geologische Spaziergänge in die Umgebung von Berlin. Verlag B. G. Teubner, Leipzig und Berlin, 1910. 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S.-A. aus: Diese Zeitschr. 61, Monatsber. Nr. 6, 1909. Berlin 1909. — Die Diamantfelder bei Lüderitzbucht. S.-A. aus: Deutsches Kolonialbl., Nr. 22, 1909. Berlin 1909. SCHMIDT, Axen: Einige Anthracosiiden aus den Ostrauer Schichten. S.-A. aus: Jahıb. d. k. k. Geol. Reichsanst. 1909, 59, H. 3 u. 4. Wien 1910. — Der Neu-Bulacher und Freudenstädter Graben. S.-A. aus: Zeit- schrift f. prakt. Geol. XVIII, H. 2, 1910. Berlin 1910. — Über Fossilhorizonte im Buntsandstein des östlichen Schwarzwaldes. S.-A. aus: Mitteil. d. Geol. Abt. d. Kgl. Württemberg. Stat. Landes- amtes, Nr. 7, 1910. Stuttgart 1910. SPEZIA, G.: Sopro alguni Presunti Effetti e Fisiei della Pressione uni- forme in Tutti i Sensi. S.-A. aus: Reale Accademia delle Scienze di Torino 1909—1910. Torino 1910. v. STAFF, H.: Zur Entstehung einiger Züge der Riesengebirgslandschaft. S.-A. aus: Wanderer im Riesengebirge XXX, Nr.3. Hirschberg 1910. Stiısy, D.: Die Muren. 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Stuttgart 1910. — Ein Nachruf für Tukopor LORENZ. S.-A. aus: Berichte des Niederrhein. geol. Vereins. 1909. ZUBER, R.: Eine fossile Meduse aus dem Kreideflysch der ostgalizischen Karpathen. S.-A. aus: Verhandl.d.k.k. Geol. Reichsanstalt, Nr. 2. Wien 1910. Erklärung der Texttafel zu Seite 478. &. la, b. Odontaspis cuspidata AG. Zahn von innen und seitlich, ’/. Brunnen in Djagbatı. .2 und 3. Odontaspis elegans AG. nov. var. substriata. 2: Frontalzahn seitlich, }/,. 3: Frontalzahn von außen, !/. Adabion. „4a, b und 5. Ötodus Koerti n.sp. 4a, b: Frontalzahn von innen und seitlich, !/;. 5: Seitenzahn von außen, !/,.. Brunnen in Djagbati. .6. Lamna Vincenti WINKLER. Seitenzahn von außen, !/. Brunnen in Djagbati. . 7. Alopiopsis (? Physodon) secundus WINKLER. Seitenzahn von außen, !/.. Brunnen in Djagbatı. 82, b, c. Xenodolamia aff. simplex Leipy. ? Symphysenzahn von außen, innen und seitlich, !/. Tabligbo. .9. Galeocerdo aff. latidens AG. Seitenzahn von innen, !/),. Brunnen in Djagbatı. .10. Ginglymostoma aff. thielense WINKLER. Unterer Frontalzahn von außen, !/.. Adabion. .11 und 12. ? Rhynchocephalia. Kleine Zahnkrone von hinten, ®/,, und Humerus-Öberende von vorn, !/,. Adabion. .13a, b, c. ? Erycidae. Zwei Brustwirbel von oben, seitlich und unten. .14a, b. Pycnodus variabilis STROMER nov. var. fogoensis. Linker Unterkiefer Ii von oben und innen, '!/,. Adabion. .15. Hypolophites myliobatoides n. g. n.sp. Schmelzoberfläche der Kau- platte, Lupenvergrößerung. Adabion. .16a, b, c. ? Hypolophites ınyliobatoides STROMER. Rückenschuppe von links und vorn, !/,, und horizontaler Querschliff, !9/,. Adabion, Monatsber. d. Deutsch. Geol. Ges. 1910. Zu Seite 478. Lichtdruck von Albert Frisch, Berlin W. im nA 0 Monatsberichte der Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr. 8[10. 1910. Mitteilung des Vorstandes. Sitzung des Vorstandes und Beirates in Stockholm. Am 22. August, ‚nachmittags 2 Uhr, fand bei Gelegenheit des internationalen Geologenkongresses in Stockholm im Reichs- tagsgebäude daselbst unter dem Vorsitz von Herrn RAUFF eine Sitzung des vereinigten Vorstandes und Beirates statt. In dieser Sitzung wurde beraten: 1. Über die Vorschläge, die Herr Lkpsıus als Geschäfts- führer der nächstjährigen, in Darmstadt stattfindenden Hauptversammlung hinsichtlich der Versammlungszeit und der Exkursionen gemacht hat. 2. Über die der Gesellschaft für die nächste Vorstands- und Beiratswahl zu unterbreitenden Vorschläge. Die Sitzung wurde um 3 Uhr 15 Min. geschlossen. Die Beschlüsse werden in der üblichen Weise bekannt gegeben werden. Im Auftrage: RAUFF. en es Pa YES EC f e- pr => MEun = Rome —e Na ig 0 N‘ en Briefliche Mitteilungen. 41. Naosaurus Credneri im Rotliegenden von Sachsen. (Hierzu 1 Lichtdrucktafel und 4 Textfiguren.) Von Herrn ©. JAEKEL. Greifswald, den 1. September 1910. Die berühmte Fundstelle von Nieder-Häßlich im Plauen- schen Grunde bei Dresden, die von HERMANN CREDNER so gründlich ausgebeutet wurde und das Material zu dessen zahl- reichen Publikationen in den Jahrgängen 1881 bis 1895 in dieser Zeitschrift lieferte, ist zwar seit Jahren geschlossen und nahezu ganz verbaut, hat aber doch vor ihrem Schluß. noch eine Anzahl Reste geliefert, die noch der Bearbeitung harren. — Sie befinden sich wie der größte Teil der früher dort gefundenen in der Sammlung der Königl. Sächsischen Geologischen Landesanstalt in Leipzig. Die Durchsicht und Untersuchung dieses Materiales, die mir ‚Herr Geheimrat CREDNER gütigst gestattete, hat unter anderen einen Fund zutage gefördert, der die unterpermische Fauna von Nieder- Häßlich um einen sehr bemerkenswerten Reptiltypus bereichert. Es ist dies der Rumpf eines Naosaurus, der einer ganz be- sonders kleinen, offenbar neuen Art angehört, die ich zu Ehren des ausgezeichneten Monographen der Nieder-Häßlicher Tetrapodenfauna als Naosaurus Credneri benenne. Naosaurus ist bekanntlich mit Dimetrodon und Clepsy- drops der Repräsentant eines sehr merkwürdigen Reptiltypus, der durch die riesige Verlängerung seiner Dornfortsätze auf den Rückenwirbeln ausgezeichnet ist. COPE hat für diesen Formenkreis, der zum Range einer Unterordnung oder Ordnung innerhalb der ältesten und primitivsten Reptiltypen (Diapto- a I sauria OSBORN!), Protorosauria (SEELEY) JAEKEL?), erhoben wurde, den Namen Pelycosauria vorgeschlagen. Ich glaubte aber a. a. OÖ. an dem Namen Naosauri auch für die Ordnung festhalten zu sollen, da durch solche besonderen, übrigens in diesem Falle keineswegs typischen Benennungen die Über- sicht über den großen Reichtum fossiler Reptilien ganz un- nötig erschwert wird. Ein zusammenfassendes Werk über die Ordnung hat E. C. CAsE im Jahre 1907 geliefert unter dem Titel Revision of the Pelycosauria of North Amerika’). Außerhalb Amerikas ist bisher nur ein unzweifelhafter Naosaurier, nämlich ein typischer Wirbel aus dem böhmischen Perm, von AT. FRITSCH beschrieben worden‘). Andere von F. v. HUENE?°) hierher gezogene Reste wie Anomosaurus aus dem deutschen Muschelkalk mit ganz kurzen Dornfortsätzen und Ctienosaurus aus dem Buntsandstein von Reinhausen bei Göttingen mit säbelförmig komprimierten Dornfortsätzen zeigen gerade in der für die Ordnung charakteristischen Wirbel- bildung abweichende Verhhältnisse, so daß mir ebenso wie E. C. CasE Bedenken (a. a. O., S. 58) gegen ihre Zugehörig- keit zur Ordnung berechtigt erscheinen. Dasselbe gilt von den im Perm des Zentralplateaus von Frankreich gefundenen Formen Stereorhachis und Callibrachion, die von A. GAUDRY®) beschrieben sind und von Herrn v. HUENE ebenfalls provi- sorisch bei den Pelycosauriern untergebracht wurden. Die für den Formenkreis typische Gattung Naosaurus, die aus verschiedenen Perm-Fundorten Nordamerikas beschrieben ist und in einer mit N. claviger COPE nahe verwandten Form N. mirabilis FRITSCH sp. aus dem Rotliegenden von Kounova in Böhmen bekannt wurde, ist vor allem durch Querdornen an den Rückenstacheln gekennzeichnet. Von den übrigen a. a. O., S. 74 von CASE für Naosaurus gegenüber (lepsydrops ı) H. F. Osgorn: The Reptilian subelasses Diapsida and Synapsıda and the early history of the Diaptosauria. (Mem. Amer. Mus. Nat. list. 1,8.) ; 2) OÖ. JAEKEL: Über das System der Reptilien. (Zool. Anz. 35, fe Pl 10, S- 331.) | 3) Carnegie Institution of Washington, Nr. 55, Juli 1907, Washington. %, Ant. Frırsch: Fauna der Gaskohle und der Kalksteine der Performation Böhmens. Prag, Teil I, 1883, S. 29; III, 1885, 8.121; IV, 86. 5) F. v. HuEnE: Übersicht über die Reptilien der Trias. (Geol. u. paläont. Abh. Jena 1902, S. 37.) — Polycosaurier im deutschen Muschelkalk. (N. Jahrb. Min. Stuttgart 1905, Beil.-Bd., S. 321.) 6) An. GAUDRY: Les Vertebres fossiles des environs d’Autun. 8. 70. 35 * ae und Dimetrodon als diagnostisch angeführten Merkmalen kann wohl nur die ventrale Kielung und die Gleichförmigkeit der Rumpfwirbel für Naosaurus allein geltend gemacht werden, da das Fehlen der Gastralia bei den anderen Gattungen wenig wahrscheinlich ist, und die anderen Kennzeichen sich teils bei Clepsydrops teils bei Dimetrodon wiederfinden. Die von der Gattung Naosaurus in Amerika gezeich- neten Rekonstruktionen zeigten deren Stacheln durch eine feste Haut bis zur Spitze verbunden. Diese Auffassung war wohl darauf basiert, daß die Dornfortsätze sonst allgemein miteinander fest verbunden sind, und daß überdies bei Nao- sauriden der Dornfortsatz hinten und vorn oder mindestens an einer dieser Seiten einen Kiel aufwies. Diesen deutete man als Ansatzpunkt einer Zwischenhaut. Ich habe dieser Auffassung gegenüber geltend gemacht!), daß bei einer ge- schlossenen häutigen Verbindung die riesig . verlängerten . Stacheln physiologisch fast bedeutungslos gewesen wären, und daß dazu der Organismus sich schwerlich solche Extra- vaganzen geleistet hätte. Die Stacheln konnten nur dadurch organischen Zweck und genetischen Sinn haben, wenn sie frei aus dem Rücken des Tieres herausragten und eine kräftige Schutzwehr für den Träger bildeten. Die damals a. a. O. gegebene Rekonstruktion habe ich etwas zu verbessern gesucht und hierneben dargestellt. Ich nehme an, daß diese Tiere wıe fast alle auf starke Defensive eingerichteten Organismen sich im allgemeinen träge am Boden hielten, und daß sie im Falle der Gefahr durch Einkrümmung des Körpers, vor allem eine Buckelbildung, aber auch durch seitliche Biegungen der Wirbelsäule die Rücken- stacheln breit auseinander reckten und damit deren defensiven Wert ganz außerordentlich steigerten. Ihre weite geographische Verbreitung spricht auch dafür, daß sie wenigstens gegen- über Feinden aus dem Tierreich sehr gut gesichert sein mochten. Der neue Fund aus dem Plauenschen Grunde besteht aus einer handgroßen Platte und Gegenplatte, in denen der größere Teil des Rumpfes und einige Knochen der hinteren Gliedmaßen eingeschlossen sind. Der Fund ist insofern nicht. günstig überliefert, als das Fossil selbst offenbar in größerem Umfange erhalten war. Vermutlich sind die Arbeiter erst auf das Hauptstück aufmerksam geworden, als die Kalkstein- 1) 0. JAEKEL: Über die Bedeutung der Wirbelstacheln der Naosauriden. (Diese Zeitschr., Protokoll Mai 1905, S. 192.) stücke, die die übrigen Skeletteile enthielten, bereits ver- worfen waren. Wie die übrigen Tetrapodenskelette von Nieder- Häßlich ist auch dieses in seinen Knochenteilen großenteils in eine weißliche mehlige Substanz umgewandelt. Nur an einzelnen Stellen ist die Knochensubstanz unter starker Aus- scheidung von Eisenoxyd als Knochen erhalten. Durch Prä- paration unter einer starken Lupe konnte ich die zerbrochenen Fragmente von Knochen, die überall noch erhalten waren, aber nur die Klarheit des ganzen Bildes beeinträchtigten, vor- sichtig entfernen und dadurch die beiden Seitenflächen der Skeletteile, soweit sie erhalten waren, vollständig klarstellen: Neue Rekonstruktion von Naosaurus. Es sind jetzt folgende Teile sichtbar, die sich z. T. aus der Gegenplatte ergänzen lassen. 1. 12 der langen Dorn- fortsätze der mittleren Rumpfregion; die vordersten sind durch den Rand der Gesteinsplatten schräg abgeschnitten, der dritte bis fünfte in ziemliche Länge, etwa in °/, der ursprünglichen Gesamtlänge. Von den hinteren Stacheln sind nur kürzere, z. IT. verbogene oder zerbrochene Fragmente erhalten. Der dritte erreicht hier eine Länge von 70 mm bei einem Durch- messer von 4-5 mm. Nur die vorderen der erhaltenen Stacheln zeigen Querdornen von kurzer, unregelmäßig konischer Form, und zwar nicht nur auf den Seiten, sondern auch auf der Hinterseite des Stachels angebracht. Ihre Zahl ist auf- fallend gering, derart, daß auf dem zweiten und dritten Stachel nur 3, auf dem folgenden 4, vielleicht sogar 5 Dornen linksseitig aufsitzen; nach hinten nimmt ihre Zahl auf den folgenden Stacheln schnell ab; an den letzten erhaltenen Fragmenten ist keine Spur von Dornen mehr zu sehen. Die gleiche Verteilung der wenigen Dornen zeigt auch die Gegenplatte mit der rechten Seite, so daß wir die geringe Zahl von Querdornen als ein spezifisches Merkmal unserer Form ansehen können. Unterhalb der Reihe von Dornfortsätzen sind 10 Rippen- paare erhalten, von denen die der rechten Seite besser und vollständiger freigelegt werden konnten. Sie sind, wie die Texttafel zeigt, sämtlich in gleichartiger Weise nach hinten verschoben, so daß auf einen ziemlich hohen : Grad ihrer ursprünglichen Beweglichkeit gefolgertt werden darf. Sie sind etwa 2—2,5 mm dick und sämtlich in ihrer ganzen Länge eingebrochen, so daß sie einst hohl und ziem- lich dünnwandig gewesen sein müssen. Ihr oberes Ende zeigt eine obere Vorwölbung, die wir als Tuberculum be- zeichnen können. Ihre genaue Form läßt sich infolge ihrer Verdrückungen nicht feststellen; ich glaube aber, daß Fig. 2 ihre ungefähre Form ziemlich richtig wiedergibt. Wir haben danach an Stelle eines frei vorspringenden Tuberculum und Capitulum eine indifferente Biegung und Verbreiterung, wobei allem Anschein nach dieser bogige Kopf nur dem Processus transversius ansaßB und mit seinem Capitulum noch keine basale Verbindung mit dem Zentrum erreichte. Eine größere Zahl kleiner Gastralia, der sogenannten Bauchrippen, ist z. B. noch in natürlicher Ordnung und Lage erhalten, z. T. verschoben, aber so, daß ihre ursprüngliche Form und Lage noch ziemlich klar festzustellen ist. Es sind kleine, etwa 1—2 mm lange schmale Stückchen, die schuppig aneinander gereiht sind und Strähnen bilden, die etwa in einem Abstande von 2 mm den Bauch überziehen. Die Lage dieser Strähnen ist anscheinend verschoben. Es ist wahr- scheinlich, daß sie im Anschluß an die Richtung der Rippen verliefen und medial eher nach vorn als wie hier an dem Fossil nach hinten gebogen waren. Die Rippen gehören z. T. vorderen Wirbeln an, als die oberen Bögen und Dornfortsätze, deren vorderster mit der vierten hier erhaltenen Rippe in Beziehung stehen mochte. Rippen und obere Bögen repräsentieren demnach, wie das die Rekonstruktion der vorhandenen Teile in ihrer erhaltenen "uopsorg 104 YOngEH-AOpeIN "sepuodemoy soromym "oyoıd "eu 8, "STUNRYIOAODRT wergt pun uogsog uouegeydo uop snv Avapayımun yoIs usgedıo uodunzugdur uo}ouNDLEZoF yaoryyyund orcg "OSerT AONIOLIMEISOA UT TINP 2.1UP0.4) SMANDSODAT UOA OTTO T, UEUONEUID 9rq —u DA: Lage zeigt, im ganzen 15 Wirbel, die offenbar alle der Rumpfregion angehörten. Für das Skelett, daß Herr H. F. OSBORN im American Museum of Natural History in New York aus zahlreichen iso- lierten Skeletteilen von Dimetrodon und Naosaurus rekon- struiert und beschrieben hat!) — die Abbildung ist auch in der zitierten Monographie von CASE gegeben — sind für den Rumpf zwischen Schultergürtel und Becken 21 Wirbel an- genommen. Diese Annahme scheint durch unseren Fund be- stätigt zu werden. ÖSBORN nahm 5 Lumbalwirbel ohne Rippen an. Denken wir uns bei unserer Form (Fig. 2) noch eine oder zwei weitere Rippen hinzu, was dem Größen- verhältnis und der Lage der erhaltenen entsprechen würde, so würden am hinteren Ende unseres Fossils noch zwei prä- sacrale Wirbel anzunehmen sein. Diese Annahme dürfte auch durch die Form und Stellung der Dornfortsätze wahrscheinlich werden. Andererseits würde danach die vorderste hier er- haltene Rippe die dritte Rumpfrippe sein. Auch das ist durchaus wahrscheinlich und demgemäß von mir auch in der Zeichnung Fig. 2 so zahlenmäßig zum Ausdruck gebracht. Die Möglichkeit einer kleinen Verschiebung um 1—-2 Wirbel wäre dabei wohl nicht ausgeschlossen, müßte aber erst durch vollständigere Skelette erwiesen werden. Da in Nieder- Häßlich ebenso wie in Kounova die Fundstellen geschlossen sind, ist an diesen Stellen freilich kaum auf eine weitere Bereicherung unserer Kenntnisse zu hoffen. Das ist auch der Grund, weshalb ich auf Grund der erhaltenen Teile eine möglichst weitgehende Ergänzung der fehlenden Stücke ver- suchte. Ich bin aber mit voller Absicht dabei über den Rahmen der unmittelbaren Ergebnisse nicht hinausgegangen, um den Wert unserer wohl unbedenklichen Ergänzungen nicht durch freie Kombinationen zu beeinträchtigen. Die Wirbelkörper müssen sehr wenig stabil gewesen sein, da sonst deutlichere Reste von ihnen zwischen den Dornfortsätzen und den beiderseitigen oberen Rippenenden zum Vorschein kommen müßten. Es ist mir trotz aller Mühe bei der Präparation nicht möglich gewesen, unterhalb der Dornfortsätze von den Wirbeln mehr als Teile der oberen Bögen nachzuweisen. An weiterer Präparation hinderte hier freilich auch die Lage der Rippen. Vielleicht ist ein unscharf !) H. F. OÖspeorn: A Mounted Skeleton of Naosaurus, a Pelycosaur from the Permian of Texas. (Bull. Am. Mus. Nat. Hist. XXIII, S. 265 bis 270, New York 1907.) EN VE #92 VI, = umgrenzter zylindrischer Knochen unterhalb des rechts oben gelegenen Femurfragmentes als Wirbelzentrum zu deuten. Von sonstigen Skeletteilen ist nur wenig auf der Platte erhalten. Dieselben gruppieren sich um ein größeres Fuß- knochenfragment und liegen andererseits in der caudalen Richtung der Wirbelsäule. Das größere Fußknochenfragment ist anscheinend das distale Ende eines Femur, das durch vertikale Pressung namentlich der distalen Gelenke etwas breiter aussieht, als es wohl ın Wahrheit war. Es ist am Schaft 6, am distalen Ende 10 mm dick. Neben diesem Knochen liegen einige Fragmente von Unterschenkelknochen, die aber in ihrem fragmentären und verdrückten Zustande eine genauere Bestimmung kaum er- möglichen dürften. Unter diesen Knochen liegen einige kleine Knochen, die ich als Neuralia von vorderen Schwanzwirbeln anspreche. Außerdem liegt in dieser Region noch ein zylindrischer, etwas kontrahierter, in der mittleren Längsachse durchbohrter Knochen, der wohl einen Wirbelkörper darstellen mag. In der Achse der Wirbelsäule in einiger Entfernung vom Rippenkorb liegen mehrere Knochen, die anscheinend dem Becken angehörten und wohl Teile des Os pubis und Os ischii vorstellen dürften. Die generische Bestimmung des neuen Fundes von Nieder- Häßlich bot deshalb keine Schwierigkeiten, weil das be- treffende Rumpfstück (Texttafel) die langen Dornfortsätze von zahlreichen Rumpfwirbeln und deren Querdornen deutlich er- halten zeigte. Es kann danach an der Zugehörigkeit unserer Form zur Gattung Naosaurus kein Zweifel obwalten. Schwie- riger ist ihre spezifische Bestimmung. Zu einem engeren Vergleich kommt dabei schon aus zoogeographischen Gesichts- punkten in erster Linie der von A. FRITSCH beschriebene Wirbel aus der sogenannten Schwartenkohle von Kounova in Betracht. Fritsch hat denselben anfangs (Fauna der Gas- kohle und der Kalksteine der Permformation Böhmens. Supple- ment-Notiz, Bd. III, S. 121, Textfig. 309) für den Flossen- stachel eines Selachiers gehalten, hatte dann aber auf Grund von CoPEs Beschreibung texanischer Naosauridenreste jenes Fragment richtig erkannt und auch erneut abgebildet!). !) Ant. FrITscH: Über neue Wirbeltiere aus der Permformation Böhmens nebst einer Übersicht der aus derselben bekannt gewordenen Arten. (Sitz.-Ber. d. kgl. böhm. Ges. d. Wiss., mathem.-naturwiss. Klasse, 52, Prag 189.) — 80 — Dieser Wirbelkörper mit einem längeren Stück des Dorn- fortsatzes ist a. a. ©. in Fig. 1 in doppelter Größe abgebildet und ist nicht, wie CASE in seiner zitierten Monographie S. 62 angibt, einen halben Meter lang, sondern nur 7 cm. Die An- gabe eines halben Meters bei FRITSCH bezog sich nicht auf seine Art, sondern auf die vergleichsweise von ihm heran- gezogene Art aus Texas. Es ist daher auch durchaus un- wahrscheinlich, daß diese böhmische Art mit Naosaurus Fig. 3. Fig. 4. Rückenwirbel von Naosaurus Ein Rückenwirbel mirabilis FRITSCH (nach FRITScH). von N. ÜUredneri restauriert. Natürliche Größe. Natürliche Größe. cruciger „sehr nahe verwandt, wenn nicht identisch ist“, wie CASE angibt. Er ist dabei offenbar durch seinen Irrtum be- züglich der Größe des böhmischen Wirbels irregeleitet. In ihren Dimensionen stimmt nun unsere Art sehr nahe mit der böhmischen überein, so daß ich sie auf Grund dieses . Merkmals und des nahezu gleichen Alters mit diesem Nao- saurus mirabilis FRITSCH vereinigen würde, wenn unsere Art nicht in dem einzigen zum Vergleich brauchbaren Merkmal, — 599 — der Entwicklung der Seitendornen, erheblich von der böh- mischen Art differierte.. Bei dieser sind an dem erhaltenen Fragment des Dornfortsatzes 5 kräftige Dornen ausgebildet und demnach ziemlich dicht gestellt. Bei unserer Form sind die Seitendornen viel kleiner, seltener und in weiteren Ab- ständen angebracht, so daß eine Zeichnung der beiderlei Dorn- fortsätze (Fig. 3 u. 4) den spezifischen Unterschied beider Formen klar hervortreten läßt. So dürfte also eine neue Art dieses absonderlichsten aller paläozoischen Reptiltypen vor- liegen. Sie mag den Namen des verdienstvollen Monographen der Fauna von Nieder-Häßlich, des Herrn Geheimen Rats Prof. Dr. HERMANN CREDNER, tragen und also Naosaurus Öredneri heißen. Es ist bemerkenswert, daß auf einem räumlich und zeitlich begrenzten Terrain zwei ungefähr gleich große Arten existierten, und also anscheinend schon damals selbst inner- halb so eng geschlossener Typen eine lebhafte Artbildung stattfand. Da beide zentraleuropäischen Arten die — soweit be- kannt — weitaus kleinsten Vertreter der ganzen Gruppe waren und unzweifelhaft dem unteren Perm (Rotliegenden) angehörten, so erscheinen sie bisher als die ältesten Vertreter der Naosauri. Diese Auffassung steht in bestem Einklange mit dem Auftreten von Palaeohatteria, die bisher und wohl mit Recht als phylogenetischer Ausgangspunkt der Naosauriden betrachtet worden ist. Sehen wir von den extremen und offenbar sehr schnell spezialisierten Dornfortsätzen ab, so scheint nach den sonstigen erhaltenen Teilen die Entfernung dieser ältesten Naosauriden von Palaeohatteria nicht erheblich zu sein. 42. Über und gegen neue Diplodocus-Arbeiten.') Von Herrn Gustav TOoRNIER. (Mit 12 Textfiguren.) Berlin, den 6. August 1910. Teil I: Gegen O0. ABELs Rekenstruktion des Diplodocaus. (Abh. d. k. k. Zool.-Botan. Gesellsch. Wien 1910, Bd. V, H. 3.) In der hier zunächst zur Besprechung vorliegenden Schrift hat ihr Verfasser sich den Kampf gegen die von mir vertretene Diplodocus-Auffassung auf seine Weise recht sehr erleichtert. Ich selber stütze mich nämlich dabei vorwiegend auf eingehende Untersuchungen an den großen und kleinen Gelenken des in Berlin montierten Skelettabgussess. Und nun erklärt ABEL in bezug darauf folgendes: Da die Gelenk-Enden der großen Extremitätenknochen der Sauropoden von Knorpelscheiben über- zogen waren, die verloren gegangen sind, läßt sich auf diesem Wege die gegnerische Auffassung nicht widerlegen. — Und damit schaltet er meine Hauptbeweise einfach aus und ver- meidet so sehr bequem das Schwierige, auf sie sachlich irgend- wie eingehen zu müssen. | Und dann gibt er zweitens an, daß der Gelenkknorpel in den großen Gelenken des Diplodocus sehr dick gewesen sei. Die Textstelle lautet: „Es ist hervorzuheben, daß schon HATCHER auf die starke Knorpelbedeckung der Extremitäten- knochenenden hingewiesen hat. Diese Tatsache muß auch in einer Rekonstruktion dadurch zum Ausdruck gebracht werden, daß z. B. die Knochen am Kniegelenk, Ellbogengelenk usw. nicht unmittelbar aufeinanderstoßend montiert werden, sondern durch entsprechende Zwischenräume getrennt bleiben. HATCHER hat dies in seinen Rekonstruktionen (1901 und 1903) nicht getan, wohl aber ist darauf von HOLLAND bei der Aufstellung des Gipsabgusses Rücksicht genommen worden.“ (S. 34.) Ich muß gestehen, daß ich durch diesen letzten Ausspruch sehr sonderbar aufgeklärt worden bin. HOLLAND hat nämlich diese Gelenkzwischenräume überall recht sehr reichlich be- messen, denn zumeist sind sie weit über handbreit. Ich dachte nun seinerzeit, daß eine derartige Anordnung der Gelenke ent- ') Nach dem in der Sitzung vom 6. Juli 1910 gehaltenen Vortrage. Fun Ö a 7 BR weder aus Fahrlässigkeit geschehen sei oder um das Tier größer erscheinen zu lassen, als es ist; und sah also nunmehr, daß es aus einer besseren Gelenkkenntnis geschehen sein soll, als sie mir selbst zu Gebote steht. Es fragt sich indes, ob diese Aussprüche ABELSs, die — wie es scheint — Glauben finden können, da ich bei wenigstens 4 anderen Autoren bereits ganz ähnliche Bemer- kungen fand, auch wirklich aus Sachkenntnis entsprungen sind. Nun, der Gelenkknorpel im Knie- und Hüftgelenk des Elefanten und ferner im Schultergelenk am Oberarm des Grönlandwals, d.h. also in den größten Gelenken, die es wohl gibt, hat eine Dicke von 1 bis höchstens 2 mm, was tadellos vorliegende Objekte beweisen. Und wie alle Gelenkknorpel von Reptilien und höheren Wirbeltieren sind ferner auch diese in ihrem ganzen Umfang nur so dünne und durchscheinende Blätter, daß die darunter liegenden Knochenlager durch sie hindurch- schimmern. Also ist der Gelenkknorpel des Diplodocus selbst in dessen größten Gelenken sicher auch nicht dicker gewesen; und seine Gelenkkörper mußten daher bei der Rekonstruktion des Tieres — entgegen ABELs Behauptungen — bis auf nur einige Millimeter Entfernung aneinandergebracht werden. Dann muß zugegeben werden, daß bei fossilen Tieren der Gelenk- knorpel wohl immer verloren geht. Trotzdem aber sind auch da die Gelenke fast immer noch auf ihren Gebrauchswert gut abzuschätzen, denn es wurde ja bereits gesagt: Jeder Gelenk- knorpel ist eben nur ein winzig dünnes Blatt auf seiner Knochenunterlage, und ferner ein Blatt, das in seinem ganzen Umfang annähernd gleich diek ist. Daraus aber folgt: Die Höhlungen, Grate und die ganze Gestalt eines Gelenks werden nicht erzeugt durch den Gelenkknorpel, sondern allein durch den Knochenbezirk, der unter dem Gelenkknorpel liest. Dieser Knochenbezirk ist aber außerdem auch noch ganz anders gebaut, nämlich viel dichter und geglätteter, als alle die Bezirke des Knochens, welche Bändern, Sehnen und Muskeln zum Ansatz dienen; und deshalb sind auch an jenen Knochen, welche ihren Gelenkknorpel verloren haben, solange sie nicht völlig übermazeriert sind, noch alle Gelenkcharaktere durchaus sicher festzustellen. Fragt sich nun, ob der Diplodocus, der hier in Frage steht, übermazerierte Gelenke hat; und die Antwort lautet: Nein. Denn höchstens sein-Hüftgelenk ist etwas anmazeriert, und ganz wenig auch das Kniegelenk. Doch beide bei weitem nicht so, daß sie zur Untersuchung unbenutzbar sind. Alle anderen Gelenke des Tieres sind aber geradezu wunderbar gut a erhalten und daher bis ins feinste auf ihren Gebrauchswert aburteilbar. — Die zweite Erleichterung, die sich ABEL bei der Be- kämpfung meiner von ihm nur besprochenen ersten Diplodocus- Arbeit gewährt, ist folgende: Alle Dinosaurier sind nach ihm konstruktiv annähernd gleichwertig, d. h. auf einem Leisten gebaut, der auch dem Diplodocus paßt. So führt er z. B. beständig auch den Iguanodon mit der. Devise vor: Was Jguanodon hat, muß auch Diplodocus haben, obgleich er selbst, an einer Stelle wenigstens, noch angibt: der /guanodon war ein zweifüßig aufrecht gehendes, Diplodocus aber ein vierfüßiges Tier, und obgleich in Wirklichkeit der Bau beider Tiere von Grund aus verschieden ist. Ein derartiges Vorgehen aber ist ebenso richtig, als wenn etwa behauptet würde: Hase, Biber, Spring- mäuse und Flugeichhörnchen sind nach gleichem Plan gebaut, denn sie gehören ja alle zur Säugetierordnung: Äodentia; oder wenn angegeben würde: Känguruh, Beutelwolf, die halbaffen- artig kletternde Phalangista und der Beutelmaulwurf könnten bei Skelettrekonstruktionen füreinander einspringen, denn sie seien ja alle Beuteltiere. Abschnitt I: Über die Kopfstellung des Diplodocus. ABELs Einzelausführungen, unter gewissenhaftem Eingehen auf alle, sind nun folgende: Er will erstens den Diplodocus-Kopf so einstellen, daß dessen Längsachse parallel zu der des vordersten Halsendes wird; der Kopf also ohne jede Beugestellung, d. h. Schnauzensenkung, am Halse sitzt; obgleich HOLLAND seinerzeit eine derartige Kopfanordnung des Tieres für unmöglich erklärt hat, und ich ihm zustimmte mit der Hinzufügung, diese Winkelung zwischen Kopf und Hals des Tieres sei einer von den sicheren Beweisen für die Tatsache, daß der Diplodocus seinen Hals in Form eines S steil aufrecht getragen haben müsse. Die betreffende wichtige Beweisführung HOLLANDs aber lautet in Übersetzung: ‚Prof. MARSH teilte bei seiner Schädelbeschreibung des Diplodocus die äußerst wichtige Tatsache mit, daß der Hinter- hauptscondylus „in annähernd rechtem Winkel zur Längsachse des Schädels steht“ (Dinosaurs of North America, S. 175), und bei der Erwähnung des Gehirns bemerkt er dann (a. a. O., S. 178), „daß es vom Gehirn der anderen Sauropoden und von dem aller anderen bekannten Reptilien durch seine Stellung abwich, da es nicht parallel zur Längsachse des Schädels lag, — 334. — wie das gewöhnlich ist, sondern gegen sie schräg stand; und zwar mit stark erhobenem Vorderende, so wie bei den wieder- käuenden Säugetieren“. Als es für den Verfasser (HOLLAND) dann notwendig wurde, bei der Skelettrekonstruktion dem Schädel in Verbindung mit Atlas und Epistropheus eine Stellung anzu- weisen, stand er plötzlich vor der Tatsache, daß es eine mechanische und anatomische Unmöglichkeit war, die Schädel- längsachse in eine Parallele zur Längsachse der Halswirbel zu bringen; denn die vorher erwähnte Bemerkung des Prof. MARSH war ihm damals noch unbekannt, sonst würde sie ihm zu einer schnelleren Beseitigung jener Schwierigkeit verholfen haben. Sorgfältige Untersuchung des Atlas, des Epistropheus und des Schädels ergaben dann weiter dem Verfasser und seinem Assistenten Mr. COGGESHALL -— nach wiederholten Mißerfolgen bei dem Versuch, den Schädel in der gewöhnlichen Reptilien- stellung tadellos anzubringen — das Endresultat, daß der Diplodocus-Schädel im Leben auf den Halswirbeln in der Art saß, daß seine Längsachse einen stumpfen Winkel mit der Längsachse der vorderen Halswirbel bildete. Die Richtigkeit dieser Entscheidung, welche die einzig erreichbar mögliche war, wurde dann hell beleuchtet und bestätigt durch jene eben er- wähnte Bemerkung des Prof. MARSH; denn, obgleich dieser nie ein Skelett des Tieres aufzustellen Veranlassung hatte, hatte er doch schon mit großem Scharfsinn die Ausnahmestellung für den Schädel entdeckt, der ihm vorlag. Eine weitere anatomische Bestätigung für die Richtigkeit der Schädelaufstellung, wie sie in der Rekonstruktion ange- wandt worden ist, liefern dann die Unterseiten von Atlas und Epistropheus, wenn beide Knochen aneinandergefügt und ein- gelenkt werden. Dann sieht man nämlich, daß ihre Unter- seiten einen schwachen Bogen bilden. Der Versuch aber, zu- erst den Atlas und Epistropheus in eine solche Stellung zu bringen, daß die Schädellängsachse eine geradlinige Fortsetzung der Halswirbellängsachse bildet, und darauf die Halswirbel- unterseiten ganz horizontal einzustellen, führt zur Halsaus- renkung.‘ (Mem. Carnegie Mus., Bd. II, 1904—06, S.227/28.) — Gegen diese Angaben geht nun ABEL folgendermaßen vor, wOo- bei hier einiges hervorgehoben wird: „Der Atlas des Diplodocus ist nur in einem en, bekannt (Nr. 969 im American Museum of Natural History, New York). Aus den von MARSH mitgeteilten Abbildungen geht hervor, daß die craniale Gelenkgrube des Atlas den Condylus wie eine große Schale von drei Vierteilen eines Kreis- umfangs umfaßte, und daß sie sich schräg unter ihn schob; el) HATCHER hat die Art der Gelenkverbindung zwischen Atlas und Schädelcondylus ganz richtig zur Darstellung gebracht.“ Hierzu sei nun zuerst bemerkt: Über diesen Atlas schreibt zuerst HATCHER: MARSH hat diesen Atlas nie irgendwie beschrieben, sondern nur abgebildet. (Mem. Carnegie Mus., Bd. I, 1901—04, S. 19.) — HATCHER selbst ferner hat ihn nie gesehen, sondern macht nur einige Bemerkungen über die eben erwähnten Abbildungen (ebenda, S. 19). — Drittens sei nun dazu bemerkt: Eine nur ihm eigene, von dem allgemeinen Atlastypus abweichende Gestalt [etwa mit reiner Horizontallage des unteren Teils seines Hinterhaupts- gelenks, wie ABEL infolge unklarer Schattierung der einen der beiden Figuren von MARSH anzunehmen scheint, was aber die andere korrigiert], und daraus dann folgende besondere motorische Befähigungen besitzt dieser Atlas nicht. — Zuviert: Schräg „unter“ den Hinterhauptscondylus schiebt sich ein jeder Atlas, sobald der Kopf auf dem Atlas stark gebeugt wird; aber auch nur dann. Es ist diese unbestreitbare Tatsache also jedenfalls gar kein Beweis für jene Annahme, daß ein Kopf normalerweise in der Verlängerung der Halslängsachse stehen muß, wenn der Atlas unter dem Hinterhauptscondylus liegt, sondern bewiese bei Fixierung dieser Kopfbeugestellung das Gegenteil. — Über jenen Atlas schreibt fünftens HOLLAXD: Jener Atlas, den Prof. MARSH abbildete und HATCHER in seiner Arbeit reproduzierte, wenn er überhaupt der Atlas eines Diplodocus ist, ist unzweifelhaft ein älterer, bei welchem die verschiedenen Elemente innig miteinander ver- einigt und zusammengewachsen sind. (Mem. Carnegie Mus., Bd. II, S. 247.) — Es ist aber auch sechstens durchaus nicht richtig, daß dieser Atlas von bereits stark bestrittener Herkunft der allein bisher gefundene Diplodocus-Atlas ist. HOLLAND hat vielmehr seine, gerade hierin sehr sorgfältigen Studien an einem „zweiten“ gemacht, der zusammen mit dem zugehörigen Hinterhauptsende gefunden worden ist. Er be- schrieb ihn einzeln und zusammen mit seiner Nachbarschaft unter Beigabe von 16 Einzelfiguren. Er erwähnt von ihm, daß er einwandsfrei erhalten sei, und benutzt ihn mit für seine Skelett- rekonstruktion, so daß ich selbst und ABEL ihn am Abguß sicher nachuntersuchen können. — Und gegen dieses einwands- freie Stück führt ABEL nicht nur ein von der Wissenschaft bereits abgetanes Gegenstück an, ähnlich wie er in seiner Schrift über den Diplodocusfuß eine flüchtige Fußskizze aus einer Arbeit verwendet, in der diese Skizze für wertlos erklärt wird; sondern fordert daneben auch noch von so gewissen- IirE eh 6777 haften Nachuntersuchern wie STREMME ohne Grund sorgfäl- tigeres Arbeiten; er sollte, scheint mir, in vieler Hinsicht vor- sichtiger sein. — . Er fährt dann weiter fort: „Der Epistropheus besitzt einen langgestreckten Körper, dessen Vorderseite sehr schräg von vorn oben nach unten hinten abfällt; dieselbe Neigung besitzt die Hinterseite des Wirbel- körpers, so daß derselbe im Profil ein schiefwinkliges Parallelo- gramm darstellt.“ „Bei richtiger Verbindung der folgenden Halswirbel, be- ziehungsweise bei völliger Deckung der Zygapophysalgelenke ergibt sich, daß der vorderste Halsabschnitt einen nach oben ziemlich stark konvexen Bogen bildete, sowie daß die Schädelachse trotz der Lage des Condylus .ın die Fortsetzung der Halsachse fällt, aber keinen stumpfen oder gar rechten Winkel mitihr einschloß!!“ (8. 45.) Hierzu sei bemerkt: Abgesehen davon, daß die im Hals- teil ganz genau nach HOLLAND gezeichnete Fig. 1 dieser Arbeit sicher beweist, daß eine stärkere Konkavkrümmung der Atlas- Epistropheus-Unterseite, wie sie in der Figur bereits angegeben wurde, überhaupt unausführbar ist, da hier Atlas und Epistropheus kaum aneinander beweglich sind; würde ferner, wie eben diese Figur auch sofort ergibt, eine stärkere Zusammenbiegung der Atlas- und Epistropheus-Unterseite nicht eine stärkere (und dann rein indirekte) Streckung des Kopfes am Halse erzeugen, sondern genau das umgekehrte. Und wesentlich stärkeres Aufeinander- legen der vorderen Hals-Gelenkfortsätze, wie sie die Figur und der Abguß des Tieres besitzen, ist auch nicht möglich, denn serade sie liegen bereits annähernd normal aufeinander. Der Epistropheus und die nachfolgenden Halswirbel haben aber überhaupt mit Beuge- oder Streckstellung des Kopfes am Halse rein gar nichts zu tun, denn schon in naturwissenschaft- lichen Lehrbüchern steht, was dasselbe besagt: Die Kopf- beugung und -streckung finden allein im Hinterhauptsgelenk des Halses statt. — Damit sind ABELsS Gegenbeweismittel in dieser Sache er- schöpft. Nun noch die folgenden Bemerkungen über die Kopfauf- stellung des Diplodocus, welche HOLLAND gewählthat. HOLLAND hat ganz recht: Ein Hinterhauptscondylus, der senkrecht auf der Kopflängsachse steht, beweist unbedingt, daß dieser Kopf niemals so eingestellt werden kann, daß seine Längsachse zur Verlängerung der Halslängsachse wird, und der Kopf selbst 36 also damit jede Beugestellung am Halse verliert. Nun hat aber HOLLAND ferner — wie sowohl seine Abbildungen der von ihm gewählten Rekonstruktion, als auch der Gipsabguß der Rekon- struktion ganz sicher beweisen — den Diplodocus-Kopf bereits im Maximum seiner Streckung zum Halse aufgestellt. Die Fig. 1 dieser Arbeit, die mit nur einer winzigen Abänderung der HoLLANDschen Fig. 1 (Mem. Carnegie Mus., Bd. II, S. 228) am Abgußtier gezeichnet ist, sowie jene Figur HOLLANDS selbst beweisen dies ohne weiteres: Die Hinterhauptsschuppe Kiel. Aufstellung des Diplodocus-Kopfes nach HOLLAND. des Tieres und der Neuralbogen des Atlas stehen in ihr nämlich bereits so dicht aneinander, daß jede weitere An- näherung zwischen ihnen und damit eben auch jede weiter- gehende Streckbewegung des Kopfes am Halse ausgeschlossen ist, denn dann müßte der Atlas weiter am Epistropheus nach hinten oder in ihn hineingeschoben werden, was beides un- möglich ist. Und ganz genau so ist es im Skelettabguß. Bei ihm nämlich beträgt der Zwischenraum zwischen dem Hinter- hauptscondylus und der Atlaspfanne für ihn — was die an- gebliche Dicke des Gelenkknorpels vorstellen soll — 20 mm; und ferner liegen hier zwischen Hinterhauptsschuppe und Neuralbogen des Atlas nur noch 25 mm Zwischenraum. Wird a ET az nun das Gesamthinterhaupt, wie es wegen der nur sehr ge- ringen wirklichen Gelenkknorpeldicke des zugehörigen Gelenks notwendig ist, um etwa 16 mm an den Atlas herangerückt, so bleiben zwischen der Hinterhauptsschuppe und dem Atlas- Neuralbogen nurnoch 7 mm Zwischenraum. Bedenkt man dazu, daß die Hinterhauptsschuppe außerdem noch der Nacken- muskulatur zur Ansatzstelle dient, so wird zweifelsfrei, daß sie durchaus nicht näher an den Atlas herangebracht werden kann; was zugleich besagt, daß der Kopf nicht weiter am Halse ge- streckt werden kann, als er zurzeit schon ist. Es ist ja auch ganz klar, daß HOLLAND bei seiner Re- konstruktion des Diplodocus diese Maximalstreckung im Hinter- hauptsgelenk unbedingt anwenden mußte; er stellte eben den Hals so weit wie irgend möglich horizontal gestreckt auf und mußte es mit dem Kopf deshalb ebenso tun. Es ist ihm aber zugleich hoch anzurechnen, daß er so viel wissenschaftliches Gewissen besaß, hierbei nicht über das unbedingt zulässige Maß hinauszugehen, d. h., daß er nicht versuchte, eine ihm gewiß höchst unangenehme Tatsache zu verdecken oder zu ver- tuschen. Dagegen ist aber außerdem aus der Fig. 1 dieser Arbeit noch ohne weiteres zu entnehmen, daß erstens der Kopf des Tieres am Halse sehr viel stärker gebeugt werden konnte, als er zurzeit steht, denn jener Gelenkteil am Hinterhaupts- condylus, der in der Figur noch unbedeckt ist, gehört zur Beugeseite des Gelenks; und daß das Mittelmaß zwischen der Maximal- und Minimalstreckung des Kopfes in diesem Gelenk in seiner etwa senkrechten Stellung auf der Halswirbelsäule liegt, wie von mir bisher als „Normalstellung“ desselben richtig angegeben worden ist. — Nur nebenbei sei dann noch erwähnt: Sehr viel schlimmer. für die ABELsche Bekämpfung dieser Kopfstellung des Tieres wird es aber noch, wenn der Diplodocus wirklich, wie ABEL annimmt, einen Proatlas gehabt hat. Er nimmt das an, weil Morosaurus und Brontosaurus „auch“ einen haben (S. 43), was natürlich kein Beweis ist. Wird aber angenommen, daß auch hier ein Proatlas war, so stand dieser — wie an einem Bänderskelett vom Alligator von mir festgestellt wurde, bei der Kopfstreckung des Tieres senkrecht auf dem Neuralbogen des Atlas, wie Fig. 1 dieser Arbeit in dem punktierten Kreis über dem Atlas andeutet, und legte sich bei der Kopfbeugung zwischen dem Hinterhaupt und Atlas des Tieres auf das Hals- mark, das er alsdann von oben her überdeckte. Und nach -MARSH hat er gerade die Aufgabe, das Halsmark gegen Ver- 36 * — 544 — letzungen, die von außen und oben her kommen könnten, zu schützen; und das mag schon sein. Hat Diplodocus also wirklich einen Proatlas gehabt, so wäre das mit ein Haupt- beweis dafür, daß er normalerweise den Kopf viel stärker gebeugt getragen hat, als dieser zurzeit durch HOLLAND aufgestellt worden ist; denn zurzeit könnte ein Proatlas zwischen Hinterhaupt und Neuralbogen des Atlas erst dann eingeschoben werden, wenn der Kopf noch stärker gegen die Wirbelsäule gebeugt würde, als er jetzt ist. Und ein vor- handener Proatlas würde das jür die Dauer erfordern, denn er konnte doch nicht „normalerweise“ funktionslos sein, d.h. in Nicht-Gebrauchsstellung Verwendung finden. — Abschnitt II: Über die Rumpflänge des Diplodccas. In meiner, hier zur Verteidigung vorliegenden Arbeit gab ich an, daß die bei den meisten Sauriern vorhandene, äußerst kurze erste Rumpfrippe beim Drplodocus nicht vorhanden sei; das hat ABEL in seiner Arbeit zu erwähnen vergessen, ob- gleich es für seine nun folgenden Vermutungen nicht ohne Wert ist; denn er nimmt an, daß der Diplodocus einen bisher nicht aufgefundenen ersten Rumpfwirbel mit solchen kurzen Rippen besessen habe; und er spricht als diese Rippe den Knochen an, der von mir seinerzeit als Episternum des Tieres bezeichnet wurde. Außerdem will ABEL in das Abguß- tier zwischen den daselbst ersten und zweiten Rumpfwirbel noch einen angeblich verloren gegangenen einfügen, also zwei neue, so daß also der Diplodocus nicht 10 rippentragende Rumpfwirbel besessen habe, wie HATCHER und alle anderen bisherigen Beobachter des Diplodocus meinen, sondern 12. „Der Thorax ist somit viel länger, als bisher angenommen wurde.“ (8. 43.) Gesetzt, ABEL habe in dieser Sache recht, so würde das für die von mir vertretene Anschauung über Bau und Normal- stellung des Diplodocus nicht nur nichts ändern, sondern das Tier würde dadurch sogar um noch zwei weitere Eigenschaften mehr saurierähnlich werden, als es ohnehin schon ist: Durch den Besitz einer ersten kurzen Rippe nämlich und durch die Zu- nahme der Längsstreckung seines Rumpfes. Die Gründe aber, die ABEL dafür anführt, scheinen mir leider nicht sehr beweis- kräftig. Der erste Grund soll sein, daß die Wirbel in der der- zeitigen Wirbelsäule des Abgußtieres zu ungleich seien, und deshalb keine harmonische Reihe „durch allmähliche Form- pr I m übergänge“ miteinander bilden. Speziell wird angegeben, daß der zurzeit erste rippentragende Abgußtierwirbel im Wirbel- körper 510 mm, der nachfolgende 416 mm lang ist. „Ebenso groß ist die Formdifferenz der Neurapophysen; die Neurapophyse dieses angeblich ersten Rumpfwirbels ist doppelt so breit (in sagittaler Richtung) als auf dem nächstfolgenden Wirbel.“ ‘Wenn man ferner den zurzeit ersten rippentragenden Abgußtier- wirbel mit seinem Vorangeher vergleiche, „so ergeben sich auch hier ebenso große Formdifferenzen“ (S. 40 u. 41). Daß die Wirbelsäulen nach dem Gesetz „harmonische Wirbelreihe durch allmähliche Übergänge“ gebaut sind, ent- spricht den Tatsachen jedenfalls nicht. Die Wirbelsäulen wenigstens bei allen Tieren, welche größere Teile der ihrigen etwas schärfer ein- oder aufgebogen haben oder so einstellen können, sind vielmehr stets nach dem Prinzip der technischen „Rund- und Spitz-Bogen“ gebaut, auf das ich später noch zurückkommen werde, und welches „das harmonische Größer- werden“ der Bogenbauelemente direkt ausschließt. Einige Zahlen werden das hier vorläufig genügend beweisen: Beim Känguruh (Macropus billiardieri wurde als Beispiel gewählt) ist der Übergang von der Brust zum Hals nicht all- mählich, sondern sehr schroff und sprungartig. Der erste Brustwirbel hat noch ganz den Typus seiner Art;. der letzte Halswirbel ist schon ganz typisch für seinen Formkreis. Die Maße sind: Erster Brustwirbel: Körperlänge 18 mm, Neural- bogen in Längsrichtung 12 mm; Dornfortsatz in Höhe 535 mm, in Längsausdehnung 11 mm. — Der letzte Halswirbel: Körper- länge 11 mm, Neuralbogen 6,5; Dornfortsatz in Höhe 18 mm; in Längsrichtung 6,5 mm. — Vorletzter Halswirbel: Körper- länge 9 mm; NeuralWogen in Längsrichtung 7 mm; Dornfort- satz: Höhe 7 mm; in Längsrichtung 7,5 mm. — (Epistropheus: Körperlänge 13 mm, Neuralbogen längs 13; Dornfortsatz in Höhe 21, längs 11 mm.) — Beim Pferd (Eguus caballus) ist der Übergang von der Brust zum Hals auch nicht allmählich, sondern auch sprung- artig schroff. Der zweite Brustwirbel hat noch ganz den Typus seiner Art; der erste zeigt im Dornfortsatz Übergangscharaktere zum Hals. Der letzte Halswirbel hat auch hier den Voll- typus seines Formkreises. Die Maße sind: Der zweitvorderste Brustwirbel: Körperlänge 46; Neuralbogen längs 72 mm; Dornfortsatz in Höhe 89, längs 45 mm. — Erster Brustwirbel: Körperlänge 40, Neuralbogen längs S4 mm; Dornfortsatz in Höhe 62; längs 53 mm. — Letzter Halswirbel: Körper- länge 56; Neuralbogen längs 103 mm; Dornfortsatz in Höhe 18, — 546 — längs 59 mm. (Epistropheus: Körperlänge 138 mm; Neural- bogen 136 mm; Dornfortsatz in Höhe 111, längs 40 mm.) — Das Resultat aus diesen Maßen aber ist: Bei den hier gemessenen Tieren weichen an der Halswurzel die einzelnen Wirbel sehr viel stärker voneinander ab als beim Diplo- docus, wie er zurzeit vorhanden ist. — Dann soll drittens beim Abgußtier, als es entdeckt und bloßgelegt wurde, die Halswirbelsäule an jenen Stellen, wo nunmehr die fehlenden Wirbel eingefügt werden sollen, größere lückenbildende Verlagerungen der Wirbel aufgewiesen haben, was ein Beweis dafür sein soll, daß hier Wirbel fehlen können. — Nach den Textangaben der Entdecker haben die Wirbel an diesen Stellen zum Teil aufeinander gestanden und nicht nebeneinander gelegen, und die ganze Beschreibung beweist nichts dafür noch dagegen. — Dann spricht nach ABEL dafür, daß dem Abgußtier und auch dem Frankfurter zurzeit der wirklich erste Rumpfwirbel fehle, „namentlich das Vorhandensein der ersten Rippe, die bei 2 Skeletten gefunden wurde“ (S. 41). Der Knochen, der hier zum erstenmal als Rippe gedeutet wurde, ist bisher schon für recht vieles gehalten worden; die Deutung, die ihm jetzt ABEL gibt, ist also eine von den vielen und: ebenso hypothetisch wie die anderen: „Es wird also eine Behauptung durch eine zweite Behauptung zu beweisen versucht,“ und das soll doch, wie Abel mit den eben angegebenen Worten selbst fordert (S. 22), nicht geschehen. Ich selbst hatte — allerdings nur nach den vorhandenen Zeichnungen — den Knochen als Episternum gedeutet und tue es noch — aus folgenden Gründen: Der Knochen ist bisher bei 2 Skeletten, aber bei jedem nur in der Einzahl, gefunden worden; es ist daher gut möglich, daß er am Skelett nur in der Einzahl vorhanden war. [In Figur 2d und 2e dieser Arbeit sind sie beide nebeneinander und in gleicher Lage nach HoLLAND (Mem. Carnegie Mus., Bd. II, S. 261) photographisch kopiert.] Der Knochen lag bei dem Abgußtier ferner zwischen Schulter- blatt und Sternum, also dort, wo ein Episternum liegen muß. — Das Episternum der Gegenwart-Saurier drittens (Fig. 3b) hat eine ganz eigenartige Gestalt. Es hat nämlich, wenn es in richtiger Lage liegt, einen mehr oder weniger lang gestreckten Körper; seine vordere Spitze läuft ferner entweder in eine knopfartige Verdickung oder in 2flügelartige Fortsätze aus, oder in 3 solche Fortsätze, die dann mit dem Schaft zu- ae sammen eine Kreuzfigur bilden. Es hat ferner eine mehr oder weniger konvexe Unterseite und eine abgeflachte Ober- seite; ganz besonders aber ist das hintere Ende dieser Ober- seite abgeflacht; und mit dieser Abplattung liegt es der Unterseite der Brustbeinplatte so fest an, als sei es in die- selbe hineingedrückt, während es mit dem weniger abge- platteten Teil seiner Oberseite zwischen den beiden Schulter- Fn>—nN = EN = Senn IE R => = III , RR IQ NN D NN Io —— Fig. 2. Episternum von Diplodocus? gürteln nach vorn vorragt. — Genau diese Form haben nun aber auch die beiden hier in Frage kommenden Knochen (Fig. 2). Jeder von ihnen ist vorn wenigstens 2 zinkig gegabelt; der eine (?2d) außerdem in der Art, daß man annehmen könnte, seine Spitze sei eigentlich 3zinkig, d.h. kreuzförmig, gewesen. Der kleinere Ast (Ö), schreibt HATCHER, ist hier abgebrochen; der andere (a) aber ist, füge ich bei, auch noch schwach 2 zinkig. Ergänzt, würde demnach das Ende schwache Kreuzform an- nehmen. — Ebenso charakteristisch ist aber auch der Schaft ==. dieser Knochen. Bei beiden hat er eine konvexe Unter- und eine abgeplattete Oberseite. Die Abplattung der Öberseiten aber ist an den Gabelästen nur sehr gering; am anderen Ende, das sich zugleich etwas verbreitert, ist sie dagegen gewaltig stark; „spatenartig“, wie HATCHER sagt; und es setzt sich dieser Spatenteil gegen das übrige durch eine scharfe Furche ab. Zwischen diesem verbreiterten spatenartigen Teil und der gegabelten Spitze ist der Knochen, schreibt HATCHER, un- regelmäßig elliptisch und halbkreisförmig im Ausschnitt; und 2 Fig. 3. a a' Lage der als Episterna gedeuteten Knochen, wenn sie bilateral symmetrisch wären. b Episternum recenter Saurier, c Kopf von Fig. 2d ergänzt. gerade dort, wo der rundliche Schaft in das abgeplattete spatenartige Ende übergeht, zieht eine Aushöhlung (die von mir erwähnte Grenzkante) quer über den Knochen, die den Anschein erweckt, als sei sie durch die überhängende Ecke eines Coracoid oder Sternum entstanden. — HATCHER hat fast recht: Es ist nämlich gar kein Zweifel, daß das ganze in auffälligster Weise abgeplattete Ende der Knochen an einem anderen Knochen festgesessen haben muß, wie etwa ein typisches Episternum am Sternum. — Dann haben ferner diese beiden Knochen Größe und Breite, wie sie dem Episternum des Diplodocus etwa zukommen kann. Das spatenförmige Ende nämlich ist 26,5 cm lang, hat eine NT 1 en Höchstbreite von 7,5 cm und eine durchschnittliche Dicke von ungefähr 2,4 cm, während der ganze Knochen 62 cm lang ist. Nun aber spricht etwas gegen die Episternumnatur der beiden Knochen, und zwar die Tatsache, daß beide Knochen nicht in sich symmetrisch sind, sondern eine asymmetrische Krümmung ihres Schaftes aufweisen. Diese asymmetrische Schaftkrümmung nun ist es gewesen, welche HATCHER und HOLLAND veranlaßten anzunehmen, daß die Knochen nicht einfach, sondern zu zweit, und zwar als bilateral symmetrisch, im Tier vorhanden gewesen sein können; während ABEL sagt: gewesen sein müssen. Stellt man nun aber die Knochen so ein wie in der Fig. 2 dieser Arbeit, daß ihre Schafte genau gleiche Lage haben, so ergibt das zuerst die bereits von HOLLAND nach- gewiesenen sehr wichtigen Tatsachen, daß die Krümmung der beiden Knochen eine verschieden starke ist, und daß die gegabelten Köpfe der beiden Knochen nicht in derselben Ebene liegen; dann aber zeigt sich drittens noch, was bisher nicht nachgewiesen ist, daß die beiden Knochen außerdem auch noch nach ein und derselben Seite gekrümmt sind, nämlich nach rechts, denn wären sie bilateral symmetrisch, so müßten sie, wie in Fig. 3a, a zueinander stehen. Das aber be- weist seinerseits ganz sicher, daß die beiden Knochen nicht bilaterale Gegenstücke zueinander sein können und von der rechten und linken Körperseite herstammen, wie ABEL sich von SIEBEN- ROCK hat sagen lassen, sondern daß sie höchstens verschieden stark gebogene Knochen von ein und derselben Körperseite sind. Und es beweist mir selbst zweitens, daß die verschiedene Krümmung diesen beiden Knochen wohl nicht von Natur zu- kommt, sondern als eine ihnen sekundär aufgedrängte zu betrachten sein dürfte. Nämlich so: Die beiden Knochen, die hier vorliegen, hatten bei ansehnlicher Länge eine recht seringe Dicke; sie waren ferner — wie die Episterna aller Reptilien — äußerst minderwertige Knorpelknochen, d.h. sie waren sehr leicht zu verbiegen. Sie sind deshalb, denke ich mir, entweder beim Absterben und der Mazeration des Tieres unter verschiedenen Druck geraten, der ihre gegabelten Spitzen deformierte und ihre Schäfte verschieden stark verbog, worauf sie in dieser Form zusammentrockneten und ver- steinerten; oder aber: die Schäfte dieser Knochen verbogen sich beim Zusammentrocknen nach der Mazeration schon von selbst verschiedenartig; entweder wegen ungleich weit vor- geschrittener Verknöcherung, oder weil das Wasser aus dem einen schneller als aus dem anderen entwich, worauf sie in —..Ia. dieser sekundär veränderten Form versteinerten. Das heißt aber mit anderen Worten: Diese Knochen waren — scheint mir — von Natur symmetrisch in sich und sind erst unter dem Einfluß ungünstiger äußerer Einflüsse sekundär asymme- trisch geworden; und das hieße dann weiter: Diese, ihre sekundären Verbiegungen beweisen also nichts gegen ihre Episternum-Natur. Ich wiederhole also nokhndali Die beiden hier in Frage stehenden Knochen können zwei in verschiedenem Maße sekundär verbogene und dabei zugleich an ihren gegabelten Enden verschiedenartig defekt gewordene Fpisterna vom Diplodocus sein. Sind sie es aber nicht, sind sie nicht sekundär verbogen, so ıst jedenfalls durchaus sicher, daß sie ein und derselben Körperseite des Tieres unbedingt angehört haben müssen; und dann ist das wahrscheinlichste, daß sie an derselben Körperseite aufeinanderfolgend oder durch ähnliche Zwischenglieder getrenntsaßen und etwa verknöcherte Costalrippenknorpel waren, wie HOLLAND unter anderem vermutet. —- ABEL nimmt nun aber auf Rat von SIEBENROCK an, daß sie bilateral symmetrisch waren, was unbedingt nicht richtig ist; und daß sie die beiden Rippen des ersten noch nicht gefundenen Rumpfwirbels des Diplodocus waren, was also höchstens für einen von ihnen gelten könnte. — Die sonstigen Gründe für ihre Natur als bilaterale Rippen sind dann nach ABEL folgende: 1. „Die Gabelung der Knochen am proximalen Ende.“ [Kann auch bei einem Episternum, einer Clavicula und einem Brustwirbelknorpel vorkommen. | 2. „Die übereinstimmende Form der Gabelenden mit dem Tuberculum und Capitulum der vorderen Rippen.“ (Da diese Enden beider Knochen aber ungleich sind, hat ABEL folgende Hilfsbrücke gebaut: „Die proximalen Enden der Gabel sind jedenfalls mit Knorpel überzogen gewesen. Dafür spricht so- wohl die Oberflächenbeschaffenheit der beiden Enden wie die ungleiche Länge der Gabelstücke bei Nr. 84 und 662.“) Knorpel muß eben überall herhalten. 3. „Die Krümmung und der Querschnitt der Knochen.“ (Die Krümmung ist aber total verschieden.) 4. „Die Abflachung der Knochen am distalen Ende.“ [Diese spatenförmige und ganz plötzliche Abplattung der Knochen beweist meines Erachtens durchaus sicher, daß die Knochen mit ihr einem anderen fest ansaßen und daher keine Rippen gewesen sein können.]| 5. „Die Lage dieser Abflachung.“ [Was das heißt, ist mir nicht Kklar.] MN 6. „Das Größenverhältnis der beiden Knochen im Vergleich zu der vordersten Rippe nach HATCHERs Zählung.“ [Das Größenverhältnis stimmt auch ganz gut für ein Episternum, eine Clavicula und einen Brustrippenknorpelknochen.] 7. „Die Lage des einen Knochens zwischen Sternum und Scapula in der Nähe der übrigen Rippen beim Skelett Nr. 84.“ [Spricht ebenso für ein Episternum, eine Clavicula und einen Brust- rippenknorpelknochen.] — Aus den hier vorliegenden Untersuchungen. ist also jeden- falls so viel durchaus sicheres Resultat: Die Rippennatur der hier vorliegenden Knochen ist von ABEL durchaus nicht ein- wandsfrei nachgewiesen worden, und deshalb schon ist es bis auf weiteres nicht notwendig, dem Diplodocus, „weil er diese Rippen hatte“, einen noch nicht entdeckten wirklich ersten Rumpfwirbel zuzusprechen. — Zum Schluß sei dann noch bemerkt: Vielleicht versucht nun ein besonders Energischer den Beweis zu führen, daß die beiden hier in Frage stehenden Knochen die rechts- oder linksseitigen Rippen zu den beiden Wirbeln waren, die dem Diplodocus angeblich nach ABEL noch zukommen. Um ihm Mühe zu sparen, sei hier deshalb gleich bemerkt: Nur allein der wirklich erste Rumpfwirbel des Diplodocus nebst Rippen ist nach ABEL noch nicht bekannt; dem Abguß- tier fehlen nach ABeEt allerdings 2 Wirbel (der wirklich erste und der wirklich dritte); der letztere soll aber — wie hier schon erwähnt wurde — im Frankfurter Skelett nebst der dazu gehörigen ÖOriginalrippe vorhanden sein; und dem Frankfurter Tier fehlt nach derselben Quelle neben dem wirklich ersten noch der wirklich zweite Rumpfwirbel; der ist aber nach ABEL im Abgußtier mitsamt der zugehörigen Originalrippe (als zurzeit erster) vorhanden. Abschnitt III: Über Bau und Haltung des Halses und der Rumpfwirbelsäule. In bezug auf Bau und Haltung der Hals- und Rumpf- wirbelsäule des Diplodocus hat ABEL noch folgende Aus- setzungen an dem bisher darüber Geschriebenen und folgende Vorschläge zu machen: Die $-förmige Biegung des Halses ist berechtigt; sie war aber nicht so stark, wie von TORNIER an- gegeben worden ist. „Unter den zahlreichen Gründen“, die von ihm dafür angegeben wurden, „fehlt gerade der wichtigste“: Die vorderen und hinteren Gelenkfortsätze der Halswirbel nämlich in der von HATCHER angenommenen Profillinie decken sich — 5532 —ı nicht, sondern klaffen in ihren Gelenken. Werden sie so an- geordnet, daß sie sich „decken“, so ergibt das die richtige, d.h. nur ganz schwache S-förmige Halskrümmung, die ABEL vorschlägt. Hierzu paßt die Kopfstellung des Tieres mit der Längsachse des Kopfes in der Fortsetzung der Halslängsachse. „Auch die Rumpfwirbelsäule des Tieres ist zurzeit falsch aufgestellt, denn die Rumpfwirbelsäule muß eine wesentlich stärkere, nach unten schauende Konkavkrümmung zeigen, als sie HATCHER angab. Die Prä- und Postzygapophysen der Thoracalwirbel (Rumpfwirbel) bilden nämlich keine parallelen Ebenen, sondern konvergieren sehr stark nach unten. Diese Verhältnisse gehen aus den Abbildungen der HATCHERschen Monographie (a. a. O., Taf. VII u. VIII) nicht so klar hervor wie aus der Untersuchung der Gipsabgüsse der Thoracal- Fig. 4. Lage der Wirbel bei der angegriffenen Aufstellung der Rumpfwirbelsäule. wirbel.“ Die Rumpfwirbel sind ferner fälschlich so gestellt, daß die Wirbelkörper zwar am ÖOberrande eng aneinander- schließen, am Unterrande aber weit auseinanderklaffen. Richtig eingestellt, ergeben sie starke, nach unten schauende Konkav- krümmung der Rumpfwirbelsäule. (S. 37.) Ferner: Der vorderste Brustwirbel muß „infolge dieser stärkeren Krümmung des Thoracalprofils weit tiefer liegen als das Sacrum, und zwar ungefähr in der Höhe des Trochanter quartus des Femur“. Auch die Dornfortsätze des Rumpfes beweisen das; sie sind zurzeit zu unregelmäßig angeordnet, am vierten Wirbel neigen sie sich sogar plötzlich zusammen, und nur eine starke Konkavkrümmung der Rumpfwirbelsäule gleicht die Stellungs- fehler aus. (S. 38.) — „Eine Stellung, wie sie TORNIER der Wirbelsäule in diesem Körperabschnitt gibt, ist bei den erörterten Formverhältnissen der Thoracalwirbel ganz unmög- lich.” (8. 38.) — Es entsteht nun zuerst die Frage: Was ist an den An- gaben ABELs über die von ihm vorgeschlagene Neuaufstellung der Rumpfwirbelsäule berechtigt. (Fig. 4 zeigt die angegriffene Wirbelsäule.) — Zuerst muß ich nun leider gestehen, daß es mir nicht möglich war, das angeblich sehr starke Nach-unten-Konvergieren der Rumpfwirbelkörper am Gipsabguß zu sehen. Diese stimmen vielmehr mit den erwähnten Abbildungen von HATCHER ganz genau überein, was freilich auch nicht wunderbar ist, da jene Abbildungen reproduzierte Photographien sind. Auch daß die Rumpfwirbelkörper im Abguß unten — gegenüber oben — über die Norm weit klaffen, kann ich nicht zugeben. Am Hinterende der Rumpfwirbelsäule bis zum fünftletzten der rippentragenden Wirbel (e—i) dürfte vielmehr nur Unwesentliches auszu- Fig. 5. Lage der Rumpfwirbel bei richtiger Aufstellung der Wirbelsäule. setzen sein, und von hier an nach vorn bis zu dem viertletzten Halswirbel vor zeigen die zugehörigen Wirbel gerade das, was ich selbst nach ABEL nicht gesehen haben soll; hier klaffen nämlich ihre Gelenkfortsatzgelenke in geradezu unglaublicher Weise, und zwar so, wie es die Figur 4 dieser Arbeit genau nach dem Objekt und jener Photographie angibt, die das Carnegie-Museum zugleich mit dem Abgußtier verschenkte, und wie das Abgußtier durch die gerade über seinen Vorderglied- maßen äußerst starke Niedersenkung seines „Halses“ beweist. Werden nun aber die klaffenden Gelenkfortsätze jener Wirbel so weit einander genähert, daß sie — wie notwendig ist — aufeinander liegen (was in den der Figur beigegebenen Pfeil- richtungen geschieht), so wird dadurch die Rumpfwirbelsäule in ihrem vorderen Teil wesentlich höher gehoben, als sie beim Abgußtier zurzeit steht, und die ganze Rumpfwirbelsäule wird dadurch zugleich im wesentlichen geradgestreckt, wie die — DA Figur 5 dieser Arbeit beweist, die aus den Rumpfwirbel- photogrammen HATCHERsS — also so weit wie möglich zuver- lässig — hergestellt und in richtiger Weise aufgestellt worden ist. Aus diesen Gründen wurde sie deshalb auch bereits in meinem Rekonstruktionsbild so gezeichnet. Ich sah damals also schon jenes Klaffen der Gelenkfortsatzgelenke und korri- sierte den Fehler stillschweigend; ABEL hat ihn nun — wie er glaubt — neu entdeckt, aber in seiner Rekonstruktion der Rumpfwirbelsäule nicht berücksichtigt und für die Halsauf- stellung des Tieres falsch gedeutet. Welches Verfahren mag. wohl das bessere sein? — Wenn ferner ABEL den Ausspruch wagt: „Der vorderste Brustwirbel muß infolge dieser stärkeren Krümmung des Thoracalprofils weit tiefer liegen als das Sacrum, und zwar ungefähr in der Höhe des Trochanter quartus des Femur“, so ist das zumindest eine höchst seltsame biologische Forderung. Das heißt doch mit anderen Worten: Die Krümmung der Wirbelsäule entscheidet, wie hoch ein Tier seinen Widerrist trägt. Nun, ich glaube, die Giraffe, deren Wirbelsäule an- nähernd geradegestreckt ist, trägt ihren Widerrist so äußerst hoch über dem Becken, weil ihre Vordergliedmaßen gegenüber den hinteren übertrieben hoch sind. Die Katze ferner — wie alle Feliden — trägt beim Stehen und ruhigen Gehen ihre Wirbelsäule fast geradegestreckt und horizontal; sinkt sie nun aber etwa in den Vordergliedmaßen stärker zusammen, wenn sie einen „Katzen“buckel macht? Nein, denn gerade das Gegenteil ist richtig; ihre Vordergliedmaßen werden dabei auf das äußerste gestreckt, hängen ferner — kann man sagen — in dieser Haltung ganz lose an der währenddessen fast nur vom Becken getragenen Rumpfwirbelsäule und sind so befähigt; als schlagende Verteidigungswaffen zu dienen. Und wenn sich das Kamel auf die Vordergliedmaßen niederläßt, geschieht das, weil sich dessen Rumpfwirbelsäule stärker krümmt? Krümmt sie sich dabei überhaupt? Also es entscheiden doch wohl andere Faktoren als die Rumpfwirbelsäulenkrümmung darüber, ob ein Widerrist hoch steht oder nicht. — Daß ferner die Gegeneinanderneigung der Dornfortsätze der Rumpfwirbelsäule ein normales Vorkommnis sein kann, soll später bewiesen werden. — Also das von ABEL für eine Neuaufstellung der Diplodocus-Rumpfwirbelsäule Beigebrachte, und seine Angriffe gegen die von mir vorgenommene Ausrichtung derselben dürften widerlegt sein. Zur Lösung der Frage aber, wie stark die überwiegend angewandte Halskrümmung des Tieres denn eigentlich war, sei - Br BIREN AN SL bemerkt: Es wurde hier bereits nochmals begründet, daß der Dipiodocus-Kopf selbst noch im Maximum seiner Streckung am Hals einen starken Beugewinkel mit diesem einschließt, und das machte für das Tier ein starkes Hochtragen des Kopfes beim Stehen und Gehen notwendig, denn die Kopflängsachse mußte alsdann horizontal stehen, um ‚den Augen ein freies Umher- blicken zu gestatten. — Ferner aber sind bei dem Abgußtier in den ganzen vorderen Zweidritteln des Halses die Gelenkfort- satzgelenke durchaus nicht stark klaffend, wie es nach ABEL scheinen könnte; und das kommt vor allem daher, weil dieses Abgußtier im vorderen und mittleren Halsabschnitt bereits eine schwache $-Krümmung hat. — Andererseits ist der Aus- spruch, die Gelenkfortsätze müssen sich „decken“, viel zu all- gemein gehalten. Sie können nämlich wohl aufeinandergelegt werden, aber wirklich „decken“ können sie sich aus folgenden Gründen nie: In der ganzen Halswirbelsäule hat der untere Gelenkfortsatz eine viel größere Gelenkfläche als der zugehörige obere, und das muß so sein; denn würden sich beide Gelenk- flächen tatsächlich völlig decken, d. h. annähernd gleich groß sein, so könnten sie nur ganz wenig aufeinander entlang gleiten, und der Hals würde dann sehr wenig beweglich sein. In jener Form aber, in der sie hier wirklich vorhanden sind, können sie sich nicht nur sehr ausgiebig aufeinander verschieben, was für stärkere Halsbewegungen durchaus notwendig ist, sondern sie können bei ihren Gelenkbewegungen aufeinander sogar noch eine Strecke weit nach vorn oder hinten überein- ander hinausgleiten (müssen dann aber natürlich mit den Rest- abschnitten aufeinander liegen bleiben), und das geschah, wenn für das Tier eine ganz besonders ausgiebige Steilauf- stellung oder Senkung oder Seitwärtsbeugung des Halses er- forderlich war: wie das bei allen langhalsigen Tieren ebenfalls geschieht. Das einfache Aufeinanderlegen der Halsgelenkfortsätze ergibt also einmal keineswegs eine S-förmige Krümmung des Halses und am allerwenigsten seine Normalstellung. Diese ist vielmehr nur aus allen Einzelcharakteren des Halses zu erschließen; und diese „zahlreichen Gründe“, die den Diplo- docus-Hals zur Parallele des Vogelhalses machen, sowie außer- dem die Kopfstellung dieses Tieres beweisen sicher, daß sein Hals normalerweise steil aufrecht getragen wurde. — Nun noch einige neue Beweise dafür: Es wurde bereits früher in dieser Arbeit erwähnt, daß bei allen Tieren, welche ergiebigere Bogenbildung in ihrer Wirbelsäule dauernd aufweisen oder ausführen können, die —. dd Wirbelsäule nach dem Prinzip des technischen Rund- oder Spitzbogens gebaut ist, und daß dann das Bogenprinzip dabei in der betreffenden Wirbelsäule sehr deutlich zum Ausdruck kommt. Das Bauprinzip solcher technischen Bogen ist dabei aber folgendes (Fig. 6 u. 6a): Die Elemente in den beiden Bogen- schenke!n sind gleichgeformte Ziegel oder Steine; an der Scheitel- und Abschlußstelle des Bogens dagegen — dort nämlich, wo er seine größte Krümmung aufweist — muß aber ein Ziegel oder Stein von anderer Form eingefügt werder, der Verschlußstein genannt werden kann, da er den Bogen erst schließt und zusammenhält. AR Fig. 6. Fig. 6a. Technischer Spitz- und Rundbogen. Je nach der Stärke einer Bogenkrümmung wechselt dabei die Gestalt des Verschlußsteins; immer aber ist er, weil die technischen Bogen nur rein statische sind, auf der Konkav- seite des Bogens keilförmig zulaufend, d. h. also, er hat seine Schmalseite auf der Konkavseite des Bogens, seine Breitseite ihr gegenüber auf des Bogens Konvexseite. Soll also die Spannung einer Bogenkrümmung nur roh gemessen werden, dann ist bloß die Schmalseite ihres Verschlußsteins zu messen. Der Bau von Wirbelsäulenabschnitten, die auf Dauer durchgebogen sind, oder solcher, die häufig stark gekrümmt werden können, erfolgt nun, wie schon erwähnt worden ist, genau nach jenen technischen Bogenbaugrundsätzen. Also auch diese Wirbelsäulenabschnitte haben alsdann im Scheitel ihrer Biegung einen „Verschlußwirbel“, der sich durch höchst eigenartigen Bau von allen Nachbarwirbeln deutlich unter- scheidet. — Es macht sich aber dazu auch außerdem noch in der Wirbelsäule der höheren Tiere eine Teilung der Wirbel- säule in drei Regionen sehr bemerkbar; und die Wirbel jeder einzelnen Region bilden dabei zusammen eine innige konstruk- tive Gemeinschaft: es sind die der Hals-, Brust- und Lenden- region. Und gerade nun in den Grenzgebieten dieser drei Regi- onen liegen die Verschlußwirbel der Hauptwirbelsäulenbogen, so daß annähernd in ihnen zugleich der Regionenwechsel der — 9917. — Wirbelsäule eintritt. HANS VIRCHOW, der sich in neuerer Zeit (in den Sitzungsberichten der Gesellsch. naturf. Freunde zu Berlin usw.) viel und erfolgreich mit der Wirbelsäule der Säugetiere befaßt, in ihr aber bisher nur das Regionen-, nicht das Bogenprinzip beachtet hat, findet daher die Verschluß- 1027. Wirbelsäule von Hydrochoerus capybara (nach HANS VIRCHOW). Fig. 8. Wirbelsäule von Ursus americanus (nach Hans VIRCHOW). wirbel unter seinen „Wechselwirbeln“, die eine Wirbelsäule- region in die andere überführen; denn dieser Begriff ist etwas weniger spezialisiert als der der Verschlußwirbel. Es ist aber weiter erstens gar nicht wunderbar, daß die Verschlußwirbel zugleich Wechselwirbel sind, denn die Rücken- und Lendenwirbel der Säugetiere bilden für gewöhnlich eine 37 technische Einheit und liefern zusammen den Rumpfwirbel- bogen, an welchem der Rumpf mit seinen gesamten Eingeweiden hängt, und die Hals- und Brustwirbel bilden gemeinsam die Schenkel für die bogige Aufrichtung des Halses an der Brust; und es kehrt dabei der Rumpfbogen seine Konkavseite nach unten, der Halswurzelbogen nach oben. Herr VIRCHOW war so gütig, mir die beiden dieser Arbeit beigegebenen Abbildungen von Säugetierwirbelsäulen, die von ihm nach interessantem Verfahren aufgestellt und dann photographiert worden sind, zum Nachdruck zu über- lassen. Fig. 7 zeigt die des Äydrochoerus capybara ohne die drei ersten Halswirbel des Tieres, die ihr fehlen, und Fig. 8 die des Ursus americanus ohne den Atlas. In beiden sind die Hals-, Brust- und Lendenregion und auch die Verschlußwirbel im Halswurzel- und Rumpfbogen leicht zu erkennen. Bei Hydrochoerus dienen als solche der letzte Halswirbel (in der Figur der vierte von vorn) und der letzte Brustwirbel (in der Figur der sechszehnte von vorn); bei Ursus americanus (Fig. 8) der letzte Halswirbel (in der Figur der sechste von vorn) und der vorletzte Brustwirbel (in der Figur der neunzehnte). Beide Figuren ergeben über den Bau der Wirbelsäulen- bogen und ihre Verschlußwirbel folgendes: Der Verschluß- wirbel ist gewöhnlich der kleinste im zugehörigen Bogen, da er am wenigsten zu tragen hat, und je ‚weiter die übrigen Bogenwirbel von ihm abstehen, desto größer und tragfähiger werden sie und müssen sie sein. In ganz besonders steilen Bogen ferner ist der Verschlußwirbel nach oben oder nach unten stark keilförmig zugespitzt, die benachbarten Wirbel weniger oder nicht. Sein Dornfortsatz außerdem ist gewöhn- lich der kürzeste von allen zum Bogen gehörigen, steht dabei zu- meist senkrecht auf dem zugehörigen Wirbelkörper, und ihm neigen sich die der Nachbarwirbel zu. Die ihm vorangehenden Wirbeldornen also neigen sich nach hinten, die ihm folgenden - nach vorn, während sie gegen ihn von den Bogenfüßen an stufenweise kürzer und schwächer werden. Der Grund dafür aber ist, daß all diese Bogen Hängebogen sind, in denen die Trageseile des Bogens, die Muskeln und Sehnen, technisch richtig auf seiner Oberseite so angeordnet sind, daß sie um so stärker an der Gesamtlast zu tragen haben, je weiter ab sie vom Bogenscheitel ansitzen, und daher auch nach den Bogenfüßen hin immer stärker werdende Ansatzstellen haben müssen. Solches Kürzer- und Schwächerwerden zeigen dann auch noch oft die anderen Fortsätze der Wirbel, so die Quer- un or Ne) dornen der Lendenwirbel z. B., weil sie den Seitwärtsbewe- gungen in den Wirbelbogen dienen; und andere. Das eben Gesagte erklärt auch zugleich, warum um einen Verschlußwirbel herum die Wirbel Mischcharaktere aus beiden zugehörigen Wirbelsäulenregionen führen; so z. B. die letzten Brustwirbel noch einige Lendenwirbelcharaktere und die letzten Lendenwirbel einige Brustwirbelcharaktere aufweisen. Beide Regionen bilden eben bei der Bogenbildung eine straffe Einheit, die in dem erwähnten Überstrahlen der Regionen aufeinander mit am schärfsten zum Ausdruck kommt. — azbsved.ej. S WirtLn no Hıo29: Das Wirbelbogenprinzip in der Diplodocus-Wirbelsäule. Es ist nun ganz außerordentlich interessant, daß sich auch bereits in der Diplodocus-Wirbelsäule nicht nur das drei Regionen-, sondern auch das Wirbelbogenprinzip geltend macht, wie Fig. 5 und 9 zeigen. (Die letztere ist dabei schematisch und gibt — der Deutlichkeit wegen — die Bogen- bildungen etwas übertrieben groß an. Betrachtet man nämlich zuerst die Dornfortsätze am Kreuzbein (Fig. 9, links), so neigen sich hier dem in der Mitte desselben und auf dem zugehörigen Wirbelkörper rein senkrecht stehenden Dornfortsatz (b) je einer von vorn und hinten zu und verwachsen mit ihm. Sie beweisen dadurch, daß bereits im Kreuzbein des Tieres ein Bogenprinzip energisch tätig war. Diesen Dornfortsätzen geht dann ferner noch einer (d) voran, der sich ebenfalls nach hinten gegen den Dorn b hin neigt, also auch noch zu dem Kreuzbeinbogen gehört. Ihm aber sind zwei andere (e und f) vorgelagert mit ziemlich indifferenter Stellung. Der davon dem Becken am nächstenstehende (e), der zugleich der letzte der rippentragenden 37* a. el. — Rumpfwirbel des Tieres ist, biegt sich sogar an seinem Grunde etwas nach hinten, in seiner Spitze dagegen etwas nach vorn; es sind also in ihm zwei Bogentendenzen tätig. Dann aber neigt sich der Dorn des drittletzten der rippentragenden Rumpfwirbel (g) etwas nach vorn, also dem vor ihm rein senk- recht stehenden Dornfortsatz (h) zu, und der diesem (h) vor- angehende (i) neigt sich nach hinten, also auch gegen den eben erwähnten senkrecht stehenden Dorn (h); und darauf folgen dann weiter nach vorn wieder drei obere Rumpfwirbel- dornen (k, 1, m), die genau denselben Bautypus wie die bisherigen aufweisen, aber annähernd indifterente Stellung haben. Der viertletzte dieser eben beschriebenen rippentragenden Rumpfwirbel (h) ist also zweifellos der Abschlußwirbel eines Rumpfbogens; aber in diesem neigen sich andererseits die Vor- und Nachdornen so sehr wenig dem Abschlußdorn zu, und der ganze Abschlußwirbel dieses Bogens selbst ist so wenig abweichend von den übrigen, zu seiner Gruppe gehörigen Wirbeln gebaut, daß diese Rumpfwirbelsäule beim Stehen und Gehen kaum aus der gestreckten Lage herausgekommen sein dürfte. Wohl aber ist sie ziemlich sicher dann etwas durch- gebogen worden, wenn das Tier lebhafter mit seinen Vorder- füßen zu scharren begann, worauf später noch zurückzukommen sein wird. — Um so energischer dagegen und ferner ganz außerordent- lich schroff setzt sich dann aber der Halsdornfortsatztypus des Diplodocus gegen seinen Rumpfdornfortsatztypus ab, wie das nur noch bei den Vögeln, und dann bei solchen Säugetieren der Fall ist, bei welchen der Hals besonders steil gegen die Rückenwirbel aufgerichtet werden kann; beim Pferde z. B., und beim Känguruh, das seinen Hals besonders dann völlig senkrecht nach oben richtet, wenn es, auf den Vorderbeinen ruhend, Beobachtungen macht. Es ist also dieser ganz plötz- liche Übergang von der Brust zum Hals beim Diplodocus mit ein Beweis dafür, daß das Tier seinen Hals steil aufgerichtet getragen haben muß. Und zwar, bereits über den Vorder- gliedmaßen mit der Aufrichtung beginnend, aus folgenden Gründen: Es macht sich nämlich bereits seltsamerweise auf den 2 vordersten (rippentragenden) Rumpfwirbeln des Tieres (n, 0) die typische Halsdornform in vollkommenster Ausbildung bemerkbar. Es greift hier also technisch die Halstendenz direkt eine Strecke weit auf den Rumpf über. Ja noch mehr: Bekanntlich haben die Halswirbelkörper vorn einen mächtig konvexen Gelenkkopf für ihren Vorangänger, während dagegen die echten Rumpfwirbel an ihren beiden Körperenden annähernd eben sind und sicher miteinander durch Bandscheiben verbunden waren. Nun haben aber bereits die 4 vordersten (rippen- tragenden) Rumpfwirbel des Tieres (Fig. 5: 1—o) eben die- selbe Wirbelkörpergelenkbildung wie der Hals, also einen konvexen Gelenkkörper an ihrem Vorderende. Hier greift also sogar der Halscharakter noch um 2 Wirbel weiter nach hinten in den Rumpf hinein als in den oberen Dornfortsätzen. Und hierhin geht demnach der Diplodocus nicht nur bedeutend über das Känguruh hinaus, bei dem der Hals garnicht auf den Rumpf übergreift, sondern sogar auch über das Pferd, bei dem nur der erste Rumpfwirbel schon Halscharaktere aufweist, und steht darin auf der Stufe der Vögel mit aufgerichtetem Hals. Genaue Untersuchung ergibt dann weiter, daß schon der drittvorderste Rumpfwirbel (m) des Diplodocus als Verschluß- wirbei für dessen Halswurzelbogen anzusehen ist, was nicht weiter wundern kann, wenn man bedenkt, daß beim Diplodoeus wie bei den Vögeln das eigentliche Widerlager für die Hals- muskulatur in den oberen Dornfortsätzen des Beckens liegt, bei Pferd und Känguruh dagegen schon über den Vorderglied- maßen im Widerrist. Aus der Tatsache aber, daß bereits die vier vordersten Rumpfwirbel des Tieres die typische Hals- gelenkform an ihren Körpern besitzen, geht ferner außerdem noch mit größter Sicherheit hervor, daß sein vorderer Rumpf- abschnitt ungemein beweglich war. Über die Bedeutung davon aber soll später erst gesprochen werden. Dann aber liegt endlich auch noch im Hals des Tieres selbst eine sehr deutliche Bogentendenz (Fig. 9). Es stehen nämlich die Dornfortsätze der hintersten Halswirbel schräg nach vorn, die der vordersten schräg nach hinten; sie konvergieren also gegeneinander und gegen den vom neunten Halswirbel, dessen Dornfortsatz annähernd senkrecht zum zugehörigen Wirbel- körper steht. Dieser Wirbel ist also der Verschlußwirbel dieses reinen Halsbogens, der also in diesem Wirbel auch zugleich den Scheitel seiner nach hinten gerichteten Konkavseite besitzt. Hieraus aber folgt, daß das Tier seinen Hals im vorderen Teil wohl noch etwas steiler aufgerichtet getragen hat, als ich in meiner ersten Rekonstruktionsfigur angab, und daß der Kopf dann auch normalerweise mit seiner Längsachse noch etwas mehr in Beugung an der Halslängsachse saß, als dort an- gegeben ist. Ferner sei noch nachträglich bemerkt, daß der Hals des Tieres in dem von mir gegebenen Rekonstruktionsbild auch in der Art richtig steht, daß sein Gesamtgewicht auf den Vorder- gliedmaßen balanciert, und im wesentlichen auch von ihnen, zu ganz geringem Teil aber auch noch — durch Überleitung in der Rumpfwirbelsäule — von den Hintergliedmaßen getragen wird; er wurde und mußte so normalerweise gehalten werden, weil dadurch die Last des Kopfes und Halses fast nur von den aufeinanderstehenden Halswirbeln aufgenommen und auf ihren Stützpunkt, die Vordergliedmaßen, hinübergeleitet wurde. Das Tier konnte also durch diese Halseinstellung seine Hals- muskulatur vom Tragen des Halses im Maximum entlasten, und die Muskeln deshalb auch so viel wie möglich zweck- mäßig, d. h. zum Beobachten und Ausnutzen der Umgebung, verwenden. Bleibt nunmehr nur noch folgendes zu besprechen: Es wurde bereits bewiesen, daß die Rumpfwirbelsäule des Tieres beim Scharren eine schwache Bogenform angenommen haben wird, und daß ferner sein vorderer Rumpfabschnitt in seinen Wirbeln sehr beweglich war, was dadurch noch unterstützt wird, daß die Rippen der zwei vordersten von diesen Wirbeln ganz frei endeten und ohne Belastung durch ein Schulterblatt in der Brustwand des Tieres lagen. Wozu brauchte nun das Tier diese beiden Baucharaktere? Einmal, um mit aufgerichtetem Hals schnelle Wendungen nach rechts und links machen zu können, was beim Fangen der Beute, beim Zischen gegen an- rückende Feinde, beim Wechsel der Gangrichtung für einen so schweren Koloß von größtem Nutzen war. Dann aber bog außerdem das Tier seine Rumpfwirbelsäule ein wenig krumm und arbeitete lebhaft mit dem beweglichen Vorderkörper nach links und rechts, wenn es schnelle und energische Scharr- bewegungen mit den Vorderfüßen begann. Es warf dann also, stärker als bei ruhigem Stehen und Gehen, seine gesamte Körperlast auf Rücken und Hintergliedmaßen und entlastete so in günstigster Weise seinen arbeitenden Vorderkörper. Doch war diese Entlastung sicher nie so groß, daß das Tier beim Scharren etwa ganz auf dem Hinterteil saß, denn dazu war sein Vorderkörper zu massig und vor allem sein Hals viel zu lang, plump: und schwer. — Im Anschluß an dieses Kapitel wurde ich nun noch von ABEL in der folgenden Weise freundlichst belehrt: Nach TORNIER soll das Vorhandensein langer „Knochenzapfen“ auf der Unterseite der Halswirbel die Steilaufstellung der Hals- wirbelsäule mit beweisen. „TORNIER hält diese ‚Knochen- zapfen‘ für die ‚verknöcherten Endsehnen der Muskeln der Halsunterseite‘. Es sind natürlich die Halsrippen.“ ($. 21.) Hierzu vorerst der folgende Auszug aus GADOW und SE- LENKA: „Vom dritten Halswirbel inkl. an finden sich kurze aba rudimentäre Rippen (Pleurapophysen), von denen die vorderen am frühesten verschmelzen mit den Wirbelfortsätzen. Von diesen Rippen entspringen hintere lange Muskelfort- sätze.“ (BRONN: Klassen und Ordnungen. Die Vögel, Teil I, S. 46.) Und dann folgendes: Wenn diese „Knochenzapfen“ wirklich echte Rippenteile wären, so könnten sie nur die Körper der Rippen - sein; das ist nicht möglich, denn sie stehen senkrecht auf den Rippenrudimenten. Sie sind also entweder Auswüchse direkt aus den Knochen oder von ihnen aus oder im Anschluß an sie verknöcherte Muskel-Endsehnen. Meiner Überzeugung nach sind sie das letztere. Sie für Rippen und Rippenkörper zu erklären, ist ebenso, als wenn die Pro- cessus uncinati der Rippen der Vögel und gewisser Säugetiere, die ihre Analoga sind, für „Rippen“ erklärt werden. Es sind also „natürlich“ keine Rippen; -und mit der Allgemeinweisheit, daß sie durch Rippenrudimente den Wirbeln ansitzen, glaubte ich nicht extra prunken zu dürfen. — Ich möchte hier ferner noch auf den zweiten, recht sehr bedenklichen Fehler in dem ABEtschen Rekonstruktionsbild von Diplodocus hinweisen: Im ganzen Hals dieses Abbilds sind die Wirbel so aneinandergefügt, als überdeckten ihre Gelenkpfannen völlig die Gelenkköpfe. Das ist aber ganz unmöglich, denn die Halswirbelgelenkköpfe des Diplodocus sind, wie ich bereits in meiner ersten Arbeit angab, so sehr viel größer und konvexer als die kleinen und flachen zuge- hörigen Gelenkpfannen, daß bei allen Gelenkstellungen dieser Halswirbel die Gelenkköpfe fast ganz unbedeckt bleiben müssen. Man schiebe deshalb in dem ABkLschen Rekonstruktionsbild diese fehlenden Gelenkkopfteile nachträglich noch ein und wird sehen, wie energisch sich dann selbst diese Halswirbel- säule noch hochrichtet. Abschnitt IV: Welche Tiere kriechen auf dem Bauch? Nach ABEL und SIEBENROCK ist „bei Reptilien, die den Bauch und den Thorax nicht vom Boden erheben, sondern schleifen, der Thoraxquerschnitt queroval; bei den tetrapoden höheren Wirbeltieren, die bei der Fortbewegung auf festem Boden den Körper hoch erhoben tragen, ist der Thoraxquer- schnitt hoch oval und herzförmig“. „Würde Diplodocus ein Reptil gewesen sein, das sich mit krokodilartig gestellten Gliedmaßen fortschob, so müßte der Thoraxquerschnitt unbedingt queroval sein. Er ist aber schmal und herzförmig, und deshalb wurde er hoch erhoben getragen.“ „Übrigens hat TORNIER in — 5641 — seiner Rekonstruktion des Diplodocus den Thorax gleichfalls nicht auf dem Boden aufruhend dargestellt. Diese Auffassung würde zu der Vorstellung führen, daß das Tier sich fortschob, aber dabei den außerordentlich schweren Körper über den Boden frei erhoben trug. Das würde eine Muskelleistung der Gliedmaßen bedingen, die in gar keinem Vergleich zu jener eines sich fortschiebenden oder eines schreitenden Tetrapoden mit steil gestellten Gliedmaßen stände.“ (S. 35 und 36.) | Dazu sei bemerkt: Diese Querschnittidee ist bereits von RAY LANKASTER weit vor SIEBENROCK ausgesprochen worden (HOLLAND in American Naturalist 1910, S. 260); sie wird da- durch aber nicht richtiger; denn das „Schleifen“ des Körpers auf dem Boden hängt von ganz und gar anderen Bauprinzipien ab als von einem Rumpfquerschnitt. Es ist nämlich schon von vornherein unrichtig, daß ein hoch getragener Rumpf stets einen schmalen oder herzförmigen Querschnitt hat. Die Eidechse Phrynosoma, ein von oben und unten her zu einem breiten Fladen von geringster Dicke und gewaltiger Breite abgeplattetes Tier, schleift ihren Körper nie auf dem Boden, sondern trägt ihn beständig hoch. Dasselbe gilt von allen Land- und Süß- wasserschildkröten, denen wohl niemand einen schmalen oder herzförmigen Querschnitt absehen wird. Es gibt aber ferner eine sehr große Anzahl von Sauriern, die ihren Körper niemals „auf der Erde schleifen“; sondern die ihn hoch tragen, aber auf ganz echter Saurierbeinstellung. So z. B. die Chamäleonen, ferner die meisten Iguaniden, die meisten Agamiden und sehr viele andere. Wenn also ein Tier seinen Körper dauernd hoch trägt, beweist das gar nichts dafür, daß es säugetierartige Gliedmaßenstellung haben muß. Welche Tiere aber „schleifen“ ihren Körper nun wirklich auf dem Boden? Es sind alle jene, und nur sie, welche ihren Rumpf „schlängeln“ können. Bei welchen, mit anderen Worten, der Rumpf zum Fortbewegungsorgan wird oder geworden ist. Und gerade bei den Sauriern gibt es prachtvolle Reihen von Tieren, so in der Gattung Lygosoma, bei den Zonuriden, Anguiden usw., die in geradezu wunderbarer Weise belegen, wie sich an Tiere mit kräftigen hoch tragenden Beinen und kurzem Rumpf solche anschließen, bei welchen der Rumpf eine bedeutende Verlängerung erfährt und die Beine entsprechend kürzer und schwächer werden; was dann weiter fortschreitet über Tiere, bei welchen die Rumpfverlängerung und Beinverkümme- rung schon so weit gediehen ist, daß die Tiere nur noch bei langsamer Bewegung die Beine benutzen, bei Hast sie dagegen —— ENT an den Körper anlegen und sich allein durch Rumpfschlängeln weiterhelfen, weil dieses hier bereits schneller fördert als der Beingebrauch; bis dann Tiere folgen, bei welchen die Beine bis auf Spuren oder ganz verschwunden, der Rumpf übertrieben lang geworden ist, und die dann nur noch schlängeln. Jeder ein wenig erfahrene Herpetolog kann dieses Gesetz durch Objekte belegen. Es ist daher ferner nicht nur ganz berechtigt, sondern auch ganz richtig, daß ich selbst den Diplodocus mit hoch- gehobenem Rumpf auf Saurierbeinstellung schreitend darstellte. Sein Rumpf war zwar im ganzen und besonders im vorderen Abschnitt stark beweglich, aber zugleich doch so auffällig kurz und massiv, daß er sicher nicht geschlängelt werden konnte; so mußte er also von den Gliedmaßen des Tieres hoch getragen werden, wie das bei so vielen Sauriern ebenfalls beständig geschieht. Über die Art aber, wie seine Gliedmaßen dabei arbeiteten, entscheidet nicht der Querschnitt seines Rumpfes, sondern ganz allein sein Gesamtbau und vor allem der seiner Gliedmaßengelenke. Und daß ferner der Diplodocus so gehen konnte, ohne mit seinem Rumpf oder Becken dabei auf die Erde zu stoßen, beweist die von mir genau mit HATCHERs und HOLLANDs Größen- angaben umgezeichnete Figur des Tieres, denn sie zeigt un- mittelbar, daß Oberarm und Unterschenkel desselben so lang waren, daß sie bei saurierartiger Einstellung Rumpf und Becken ansehnlich hoch vom Boden entfernt hielten. Freilich konnte der Diplodocus bei dieser Fortbewegungsart und bei dem Umstand, daß seine Gliedmaßenknochen einander nicht selbst trugen, sondern zum größten Teil von ihren Muskeln getragen werden mußten, nicht so gut gehen und so schnell laufen wie vorwiegend „dafür“ gebaute höhere Säugetiere; er war des- halb eben auch nur ein Kriechtier, d. h. Reptilium. Und als solches aber — nebenbei — genau so leistungsfähig wie alle ihm gleichartig gestalteten. Abschnitt V: Über den Vordergliedmaßenbau des Diplodocus. In bezug auf den Vordergliedmaßenbezirk hat ABEL zu- erst die Behauptung aufgestellt: Der Schultergürtel muß nicht in einem Winkel von 35°, auch nicht senkrecht stehen, wie TORNIER will, sondern in einem Winkel von 48—50°. — Diese verblüffende Genauigkeit wäre zu bewundern, wenn irgend- eine Tatsache zu ihren Gunsten angegeben wäre. — —N 000 = Mit nur drei „Argumenten“ soll dann die von mir ver- tretene Anschauung über dieses Gebiet begründet worden sein: Argument 1: Bei allen Reptilien steht der Schultergürtel nach TORNIER senkrecht. Das gilt aber nur für die derzeitigen. „Da aber TORNIER auf die morphologischen Verhältnisse der fossilen Reptilien, besonders der‘ zahlreichen, bis jetzt bekannten Dinosaurier, nicht die mindeste Rücksicht nimmt, so ist es ihm „natürlich“ entgangen, daß die Scapula einer sehr großen Zahl fossiler Reptilien, speziell der Dinosaurier, nicht senk- recht, sondern schräg zur Wirbelsäule steht. So bildet, um nur ein Beispiel zu nennen, die Scapula des am vollständigsten bekannten Dinosauriers /guanodon Bernissertense mit der Wirbelsäule einen Winkel von 60°.“ — Es genügt hier wohl die Gegenbemerkung: All diese Schultergürtel sind nur so „aufgestellt“ worden. — Und nebenbei sei noch bemerkt: Alle oder die meisten, darunter sicher auch die von /guanodon, haben dadurch eben nicht richtige Aufstellung erhalten, wie sicher zu beweisen ist. Und erinnere ich dabei zugleich an den Schlußsatz meines hier angegriffenen Artikels, der lautet: Es sei noch hinzugefügt, daß zweifellos auch noch manche andere paläontologische Riesenreptilien bisher durchaus falsch in der Haltung, weil zu ähnlich den Säugetieren, wieder zu- sammengebaut worden sind, wozu ich jetzt noch hinzufüge, daß dieser Satz wenigstens für alle Sauropoden gilt. Gegen „mein“ zweites „Argument“ hat ABEL folgendes einzuwenden: „Wenn auch bei den kriechenden Reptilien das Coracoid der Ventralseite angehört, so ist durch das Vor- handensein dieses Knochens ja nicht bewiesen, daß Diplo- docus gekrochen ist. Aus dem Verhalten und der Lage der Coracoide bei /guanodon würde TORNIER wahrscheinlich noch weit eher als bei Diplodocus zur Annahme gedrängt werden, daß /guanodon auf seinen Vorderbeinen gekrochen ist. Daß eine solche Annahme ganz hinfällig wäre, bedarf für Kenner der fossilen Dinosaurier keiner weiteren Begründung.“ — Hiergegen zuerst: Ich gab nur an, daß bei Diplodocus ebenso wie bei allen anderen Tieren, die ein Coracoid haben, dieses auf der Bauchseite des Tieres liegen muß, und nicht auf der Rumpfseite desselben wie im Abgußtier. Das „Vorhandensein“ des Knochens als solches beweist nichts für oder gegen die Bewegung des Tieres, wie ich auch nirgend behauptet habe. — Zuzweit: Dem Kenner der fossilen Dinosaurier zum Entsetzen die Mitteilung, daß ich selbst dem /guanodon durchaus „saurier- artigen“ Gebrauch seines Schultergürtelbezirks zuschreibe; also auch sicher bin, daß er deshalb unter ‘ganz bestimmten N N Umständen „saurierartig“ kroch. Was ich aber — entgegen der Methode meines Gegners — begründen will: Einlebendes Tier verhält sich nämlich nicht ganz so wie ein im rekonstru- ierten Skelett dauernd fixiertes. Es hat für sehr verschiedene Bedürfnisse auch sehr verschiedene Bewegungsweisen zur Ver- fügung. So hat also auch /guänodon nicht sein ganzes Leben über nur zweibeinig gestanden, sondern hat sehr verschieden- artige Hockstellungen, ferner eine Schlafstellung eingenommen, auf dem Boden Nahrung gesucht usf.. Ferner ist sicher, daß dieses Tier, wenigstens wenn es sich zu Schlaf, Trinken usw. niederzuducken begann, auf die Vordergliedmaßen niederging; und es benutzte diese dann — wie auch immer, wenn es nötig war — genau so, wie die zurzeit noch lebenden Saurier es mit den ihrigen tun. Denn des /guanodon ganzer Vorder- gliedmaßenbezirk hat nur Sauriercharaktere und nicht die- jenigen eines höheren Säugetiers, wie mir vorliegende große Photographien und Abbildungen sicher beweisen. Nebenbei: Selbst noch das Känguruh benutzt seine Vorder- gliedmaßen, sobald es sich darauf niederläßt, nicht etwa wie ein höheres Säugetier, sondern noch mit deutlichen Anklängen an saurierartige Gebrauchsart derselben. Mein Gegner fährt dann fort: TORNIER behauptet drittens, der Oberarm muß in einer Horizontalebene schwingen. „Für eine derartige Bewegung des Humerus liegen keinerlei morpho- logische Beweise vor.“ Ich „behauptete“ nichts, beschrieb viel- mehr zum Beweis eingehend das Schultergelenk des Tieres und manches andere. Eine Widerlegung des Beweises wird „natürlich“ nicht versucht. — Weiter: Der Öberarmknochen des Diplodocus hat nur den „gemeinsamen Reptiliencharakter“. — Zu den Reptilien gehören Schildkröten, Chamäleonen, Lacertiden, Varaniden. Welches ist da der „gemeinsame Reptiliencharakter des Oberarms“ ? Ferner: „Alles was TORNIER über die Gelenkverbindung mit dem Unterarm sagt, ist unrichtig; ich verzichte, auf dieses Thema näher einzugehen, da die große Literatur über fossile Dinosaurier so viele klare Beschreibungen dieser Gelenkverbin- dung enthält, daß eine Wiederholung dieser längst bekannten Tatsachen ganz überflüssig erscheint.“ (S.25.) — Meine Anfrage dazu lautet: Wo ist in der Literatur über fossile Dinosaurier über die Bedeutung des Olecranon als Tragelement in den Vorder- gliedmaßen, und speziell über das Ellbogengelenk des Diplo- docus, auf das es hier allein ankommt, eingehender ab- gehandelt? — . = — 000. = Nachdem so die Bahn frei geworden ist, geht es dann so weiter: Weil das Schulterblatt schräg am Rumpf stehen muß, muß der Oberarm an ihm schräg nach hinten und außen stehen. Der Winkel zwischen Humerus und Scapula dürfte in Ruhestellung 125° betragen haben. Wenn aber dem Humerus diese Richtung gegeben werden muß, muß der Unterarm mit dem Oberarm einen Winkel von ungefähr 120° bilden. „Und zwar ergibt sich diese Stellung des Unterarms mit zwingender Notwendigkeit aus mechanisch - statischen Gründen, die keiner weiteren Erklärung bedürfen.“ — Hierzu von mir: Diese reinen Behauptungen bedürfen „natürlich“ auch keiner weiteren Gegenerklärungen. Die „mechanisch- statischen“ Gründe genügen außerdem vollauf. — Ferner: All das, was ABEiı, in der vorliegenden Arbeit alsdann über den Bau der Vorder- und Hinterfüße des Diplo- docus bringt, ist im wesentlichen nur eine Wiederholung dessen, was in meiner hier von ABEL noch nicht berück- sichtigten Arbeit: „War der Diplodocus elefantenfüßig?“ (Sitz.-Ber. Gesell. nat. Fr. Berlin 1909, S. 536—57) eingehend durchbesprochen worden ist; Wiederholungen aus jener Ab- handlung können hier also unterbleiben. Neu über den Vorder- und Hinterfuß ist hier nur folgendes: Während ABEL bisher angab, daß die Diplodocus-Füße innenachsig gewesen seien, sollen sie nunmehr außen- achsig sein. Ferner: „Die Fingerglieder des digitigraden Elefanten sind als verkümmert zu bezeichnen, wenigstens ist das in ausgesprochener Weise bei den ersten Phalangen der Fall; sie sind viel zu schwach, um das Körpergewicht zu tragen.“ Daher die Gangschwiele.. Beim Diplodocus sei es ebenso. — Der Elefant aber, werde nun festgestellt, ist ein perissodactyler Unguligrade niederer Ordnung mit innen- achsigen Füßen; denn die Achse geht durch den dritten Zeh. Er hat ferner — soweit sie funktionieren —- zierliche, be- hufte, keineswegs aber verkümmerte Zehen und End- phalangen, die fast allein und zugleich mit der Gang- schwiele den Körper tragen. — Ferner ABEL: „Die Digitigradie ist unzertrennlich von der aufrechten Stellung der Arme und Beine.” — Ich selbst gebe anbeiein Bild davon, wie in 4 Lungentierhintergliedmaßen der Ober- und Unterschenkel gegeneinander stehen: Fig. 10, a zeigt ihre Stellung .bei Unguligraden höchster Ordnung (Artio- dactylen, Pferd): Ober- und Unterschenkel bilden da sehr spitze Winkel miteinander. Fig. 10, b gibt das Schema für die Hintergliedmaßen der digitigraden Vögel;, der Winkel zwischen 960 N Ober- und Unterschenkel ist ebenfalls sehr spitz, wenn auch etwas weniger als vorher. HANS VIRCHOW fand für eine dieser Stellungen den äußerst glücklichen Ausdruck: „Es sei bemerkt, daß beim stehenden und beim gehenden Pinguin sich Ober- und Unterschenkel in der Lage befinden, wie sie dem Hock- sitz des Menschen entsprechen würde.“ (Sitz.-Ber. Gesell. nat. Fr. Berlin 1910, S. 5.) Fig. 10, c gibt den Sohlengangfuß des Bären und der Altweltaffen, der vom CHOPARTschen Gelenk an schräg aufwärts gerichtet ist; Ober- und Unterschenkel stehen beinahe senkrecht aufeinander. Fig. 10, d gibt den Sohlengangfuß des Menschen; Ober- und Unterschenkel stehen hier ganz senkrecht aufeinander. Mir scheint danach: Die Digitigradie ist durchaus nicht mit aufrechter Stellung der Vorder- und Hintergliedmaßen verbunden. — a b € d Fig. 10. Stellung von Ober- und Unterschenkel bei verschiedenen Tieren. : Ferner ABEL: „Die Reduktion der Außenfinger und Außenzehen bei den großen Gravigraden Südamerikas, wie Scelidotherium, Megatherium, Mwylodon usw., ist durch die eigentümliche Art des Aufsetzens der Hand und des Fußes bedingt, welche mit der Außenkante auf den Boden gesetzt werden.“ — Also etwas ganz und gar Neues: Atrophie durch Gebrauch. — Das ist aber keineswegs der Fall, sondern die Außenfinger und -zehen sind hier, wie auch beim Diplodocus, verkümmert, weil all diese Tiere vorwiegend scharrende oder grabende waren und ferner dabei nur die Innenseite von Hand und Fuß benutzten, während deren Außenseite funk- tionslos wurde und verkümmerte. Auch stützten sich diese Tiere bei ihrem mühsamen Umherhumpeln sicher niemals auf die Außenseite ihrer Füße, sondern auf deren dauernd tiefer liegende Innenseite, wie dies baugleiche Scharr- und Grabtiere der Gegenwart ebenfalls tun. — MN: Auch in diesem Kapitel seiner Arbeit versucht übrigens mein Gegner freundlichst, meine vergleichend anatomische Minderwertigkeit zu beweisen, indem er schreibt: Das mit der Scapula vereinigte Coracoid (nach TORNIER „Präcoraco- Coracoid“. (8.22.) — Es würde zu weit führen, wollte ich hier .eine ausführ- liche, für das Hauptthema dieser Arbeit aber ganz unwesent- liche Untersuchung über den Schultergürtel der Landwirbel- tiere in die Abhandlung einfügen; es genügen daher wohl folgende Angaben: Bei vielen Sauriern — darin stimme ich mit GEGENBAUR genau überein — sind ein voll entwickeltes Präcoracoid und Coracoid vorhanden (Fig. 305 und andere in GEGENBAUR: Vergleichende Anatomie, Bd. I, 1898, S. 480). Bei Diplodocus, Chamäleonen usw. ist nun das Präcoracoid scheinbar verschwunden, also nur das ÜCoracoid vorhanden; aber nur scheinbar. Denn in Wirklichkeit ist wohl derjenige Teil des hier angeblich allein vorhandenen Coracoids, welcher zwischen dem Foramen coracoideum und dem Schultergürtel liegt, ein Präcoracoidrest; und daher konnte ich sehr wohl von einem Präcoraco - Coracoid dieser Tiere sprechen. Ich weiß auch recht gut, daß widersprechende Anschauungen dar- über vorhanden sind; nur um zur „Nachprüfung“ zu reizen, sprach ich deshalb hier vom „Präcoraco-Coracoid“. — Zur „Nachprüfung“ — wollte ich also reizen! — Meine vergleichend anatomische Minderwertigkeit wird aber, scheint mir, Herr ABEL kaum beweisen. — Und dann noch folgendes: Nachdem ABEL zuerst angegeben hat, ich hätte im Text die Diplodocus-Vorderfüße für plantigrad erklärt, fährt er bei Erwähnung meiner Abbildung des Tieres fort: „Die Meta- carpalia erscheinen jedoch in beiden Händen vom Boden erhoben, so daß die Hand digitigrad dargestellt ist.“ — Das kann, und soll vielleicht, den Schein erwecken, als hätte auch ich leichtsinnig gearbeitet „wie andere“, nur ABEL „natürlich“ nicht, und hat auch bereits so ähnlich gewirkt. (STREMME z. B. schreibt in seiner, eben erst erschienenen Abweisung der auch hier besprochenen Arbeit: „ABEL glaubt, daß in TORNIERs Rekonstruktion die Hand digitigrad dargestellt sei. Das ist entschieden ein Versehen. TORNIER hat sie aus- drücklich als plantigrad bezeichnet, und ich vermag auch keine Digitigradie aus der Abbildung, die ein schreitendes Tier dar- stellt, zu erkennen.“ Naturwissenschaftliche Wochenschrift 1910, S. 546.) — Nun es dürfte leicht zu beweisen sein, daß. auch in diesem Fall Text und Figur durchaus ohne Widerspruch N — nebeneinanderstehen. In der Abbildung nämlich wurde das Tier erstens, wie allein berechtigt ist, als plantigrades saurier- artiges Reptil dargestellt, d. h. in der Art, daß seine proxi- male Mandwurzelknochenreihe „auf“ der distalen liegt und nicht wie bei den Säugetieren — neben ihr; und dann wurde zweitens das Tier „in lebhaft fortschreitender Bewegung“ von mir abgebildet. Das heißt: es hat eben den rechten Vorder- fuß auf den Boden aufgesetzt und ist nun im Begriff, den linken vomBoden abzurollen; was beides unter minimaler Spitzenwinkel- einstellung der Füße zum Erdboden erfolgt. — Es ist übrigens recht interessant, zu sehen, wie ABEL wiederholt Fortbewegungs- bilder von Tieren als Stehbilder und als die einzige biolo- gische Betätigungsmöglicheit der dargestellten Tiere bespricht und sogar gegeneinander ins Feld führt. — Abschnitt VI: Über die Stellung der Hintergliedmaßen. ABEL hat folgendes: „Der hintere Teil des Körpers von Diplodocus ruht auf drei Stützpunkten: dem Schwanz und den beiden Hinterbeinen, also gewissermaßen auf einem Drei- fuß.“ Und: „Wahrscheinlich hielt er sich ruhig so lange an einer Sielle im Wasser auf, bis er an derselben keine Nahrung mehr fand.“ (S. 53/54.) „Wenn aber der Schwanz als dritte Stütze des hinteren Körperabschnitts funktioniert, so fällt die Achse der Hinterextremität nicht mit der durch das Hüft- gelenk gelegten Senkrechten zusammen, sondern die Achse der Hinterextremität muß schräg nach vorn gerichtet sein. Oberschenkel und Unterschenkel müssen einen nach hinten offenen Winkel gebildet haben, der kaum kleiner gewesen ist als 165%“ — Müssen, und immer wieder müssen... ohne Begründung. Der Diplodocus hat aber nach obigem während seines ganzen Lebens auf dem Schwanz gesessen und die Beine behaglich als Stütze schräg nach vorn ausgesfreckt, eine Art vorweltlicher Pythia. — „Die von TORNIER (für die saurierartige Stellung der Hinterbeine) beigebrachten mor- phologischen Gründe sind ausnahmslos nicht stichhaltig.“ — Begründung „natürlich“ fehlt. — „IORNIER hat die Kniegelenkcondylen zweifellos unrichtig, nämlich als Kniesehnenfortsätze, gedeutet. Bei /guanodon arti- kuliert dieses Gelenk „in genau derselben Weise wie bei den Vögeln“; bei denen, wie ich dazu bemerken will, Oberschenkel und Unterschenkel einen auffallend spitzen Winkel miteinander bilden, was also deshalb auch für den /guanodon angewandt wer- den muß. „Bei Diplodocus auch so, aber weniger spitzwinklig.“ ED en Gerade aber am Kniegelenk von Vögeln, z. B. vom Strauß, das noch in Bändern sein muß, kann jemand, der es wirklich will und noch nötig hat, lernen, wie ein Kniegelenk wirklich gebaut ist; das Kniegelenk: mit seinen am Oberschenkel parallel nebeneinander hinlaufenden zwei Knochenwülsten, die durch einen S-förmigen Knorpelring umspannt werden, an welchem Apparat dann der Unterschenkel gelenkt. Die im wesentlichen ebenen Kniesehnencondylen eines Oberschenkels sind diese parallel nebeneinander hinlaufenden Knochenwülste des Oberschenkels aber jedenfalls nicht, und wie der 8-förmige Knorpelring sie etwa umschließen kann, ist mir unergründlich. Abschnitt VII: Über Schwanzgebrauch und Nahrung des Diplodocus und Schluß. „Der Schwanz hat (nach ABEL) die doppelte Aufgabe eines Stützorgans und einer Verteidigungswaffe.“ Er diente „als Körperstütze, gewissermaßen als Anker“. Das Hinter- ende war peitschenartig und wurde auch wie eine Peitsche zur Verteidigung benutzt, und „er konnte damit wohl auch Angriffe einzelner gewaltiger Raubdinosaurier erfolgreich ab- wehren“ (S. 52). — Wenn ein Schwanz fast beständig als Körperstütze und dabei sogar als Anker (was Bewegung hemmt) benutzt wird, so ist einfach unmöglich, daß seine Spitze gleichzeitig als Waffe gedient hat. Diese Spitze hat außerdem auch gar keine Ansatzhöcker für die dafür not- wendige, nach den Seiten hin arbeitende, große Schwanzmus- kulatur. Und im Wasser, diesem äußerst dichten Medium, ist eine Peitsche überhaupt unbrauchbar (der Diplodocus soll aber nach ABEL vorwiegend Wassertier gewesen sein). — Ich komme übrigens hierauf in einem der nächsten Teile dieser Arbeit noch einmal zurück. — Weiter wird dann ausgeführt: „In der gegenwärtigen Aufstellung des Wiener Exemplars klaffen die Wirbel (des Schwanzes), und ihre Zygapophysen decken sich nicht“ (hätte hinzugefügt werden können; wie auch TORNIER angibt; da an anderer Stelle sorgfältig vermerkt wird, daß er es dort nicht tat). Wenn sie ferner zur Deckung gebracht werden, soll das Schwanzprofil einen noch etwas stärker nach unten gekrümmten Bogen bilden als beim Abgußtier. — Hierzu sei bemerkt: Wie etwas Nachdenken und die Fig. 11 dieser Arbeit — eine genaue Schwanznachzeichnung vom Abgußtier nach der Photo- graphie, die das Carnegie-Museum zugleich mit dem Abguß verschenkte, und in welcher die fraglichen. Wirbelbewegungen a — in den Pfeilrichtungen verlaufen — ohne weiteres lehren, werden Wirbel, deren Gelenkfortsatzgelenke klaffen, beim Aufeinanderlegen der Gelenkfortsätze, weil diese der Ober- seite der Wirbel angehören, stets aneinander nach oben emporgehoben; und, wenn sie bis dahin einen Bogen mit Konkavseite nach unten bildeten, ‚ordnen sie sich alsdann zuerst mehr oder wenig geradlinig hintereinander an, wie ich in meiner hier angegriffenen Arbeit bereits ganz richtig angab. — „Würden wir nicht“, geht es weiter, „aus anderen morphologischen Fig. 11. Schwanzwirbel von Diplodocus nach der Photographie des Abgußtieres. Charakteren zu dem Schlusse gedrängt worden sein, daß Di- plodocus mit erhobenen Gliedmaßen schritt und sich nicht vorwärts schob, wie HAY und TORNIER annehmen, so müßte uns darüber die Form der vorderen Schwanzwirbelzentren und ihre Zygapophysen belehren, welche in überzeugender Weise dartun, daß das Profil des Schwanzes nicht geradlinig, sondern im vorderen Abschnitt stark gekrümmt war.“ (S. 37.) — Die Gelenkfortsätze lehren das eben nicht, und wie die erwähnten Schwanzwirbelkörper es „durch ihre Form“ beweisen, kann ich nicht finden. Es gibt aber noch weitere Tatsachen, welche dafür sprechen können, daß die Schwanzwirbelsäule des Diplo- docus' wesentlich gerade gestreckt getragen wurde. Es sind 38 | Dar N MR nämlich erstens in ıhr an zwei Stellen je zwei Wirbel durch Exostosenbrücken fest miteinander verwachsen. Und die Wirbel dabei in der Stellung, die sie bei Normal- stellung der Schwanzwirbelsäule einnahmen, was schon daraus folgt, daß ihre Gelenkfortsätze gut aufeinandergefügt sind. In beiden Fällen stehen nun die je zwei zusammengewachsenen Wirbel nicht in einem nach unten gerichteten Konkavbogen zu- einander, wie es sein müßte, wenn der Schwanz stark nach unten gekrümmt getragen worden wäre, sondern der dritte und vierte Schwanzwirbel, die verwachsen sind, bilden an ihrer Unterseite einen schwach konvexen Bogen gegeneinander, und die ebenfalls erwähnten Schwanzwirbel 21 und 22 stehen ganz geradlinig hintereinander. Beide Verwachsungen weisen also auf eine starke Konkavkrümmung des Gesamtschwanzes nach unten nicht hin; vielmehr auf das Gegenteil. Die zweite Tatsache aber, die auch dafür sprechen könnte, ist, wie Fig. 12 dieser Arbeit, eine genaue Kopie nach HATCHER (Mem. Mus. Carnegie, Bd. I, Taf. 1) beweist, die, daß der Abguß-Diplodocus mit einer Schwanzwirbelsäule gefunden wurde, die als annähernd geradlinige Fortsetzung der Becken- längsachse lag und ihr Hinterende sogar in Konkavkrümmung nach oben über das Becken hinaus richtete. Das beweist indes nichts, denn dagegen könnte angeführt werden, die Schwanz- wirbelsäule sei erst nach sehr starker Mazeration — durch daran fressende Tiere vielleicht — in jener Art verbogen worden, was nicht unmöglich ist, und deshalb wird dem Befund hier auch keine Bedeutung weiter beigelegt. — In dem Rekonstruktionsbild ABELs kommt übrigens das Aufruhen des Tieres auf Schwanz und Hintergliedmaßen durch- aus nicht zum Ausdruck. Der Schwanz liegt nur mit dem letzten Drittel etwa auf dem Boden, also so weit hinten erst und dazu so weich, und die Hintergliedmaßen des Abbilds ferner stehen dazu noch so steil aufrecht, daß von einer Verankerung des Tieres auf ihnen wie auf einem Dreibein nichts zu merken ist. Vielmehr zeigt dieses Bild die folgende durchaus nicht beabsichtigte Statik. Der schwere Hals des Tieres hängt so mächtig vor den stark gebeugten Vordergliedmaßen hinab, und der Rumpfwirbelbogen senkt sich zugleich so stark vom Becken auf sie hinunter, daß der Gesamtschwerpunkt des Tieres, wie selbst jeder technisch gar nicht Erfahrene sofort zu- geben wird, dicht hinter oder auf den Vordergliedmaßen des Abbilds ruht, und seine Hintergliedmaßen nur dazu dienen, als steife Stangen den Schwanz emporzuhalten. — Ferner sind bei dem Abbild die Hintergliedmaßen in so übertriebener Streckstellung angebracht, daß für sie durchaus keine Möglich- keit mehr besteht, durch Übergehen in noch größere Streck- stellung den Körper des Tieres — wie andere Wesen es tun — nach vorn zu schieben und damit das Tier wirklich fortzu- bewegen. Müßte ein derartig kurios gebautes Tier sich wirk- lich fortbewegen, so könnte es nur durch weitere Einknickung Fig. 12. Lage der Schwanzwirbelsäule nach HATCHER. der WVordergliedmaßen nach vorn überzufallen suchen und dadurch auch den Hinterkörper über den Stützpunkt der Hintergliedmaßen nach vorn hinüberzureißen trachten, um dann wegen der extremen Steifheit seiner Hinterbeine mit dem Hinterende von rechts nach links pendelnd dahinzuwatscheln. Zu beneiden wäre es jedenfalls um eine solche monströse Fort- bewegungsart nicht. Und mit der des Elefanten hätte sie übrigens auch nichts gemein. — 38* — 000, — All das endlich, was über die Nahrung des Diplodocus in der hier besprochenen Schrift ausgeführt wird, ist von mir in- zwischen bereits in der Arbeit: Ernstes und Lustiges aus Kritiken über meine Diplodocus-Arbeit (Sitzungsber. Gesellsch. nat. Fr. Berlin 1906, S. 505—536) eingehend bekämpft worden. — Hiermit sind nun die Gründe ABELS gegen meine Auf- fassung von der Körperhaltung und Lebensweise des Diplo- docus erschöpft und sämtlich durchgesprochen. Er schließt dann seinen Artikel wie folgt: „IORNIERs Ansichten über den Körperbau und die Körper- haltung des Diplodocus haben großes Aufsehen hervorgerufen; wenn aber auch seine Beweisführung mißlungen ist, so hat doch diese Episode in der Erforschung der Dinosaurier gezeigt, daß eine paläontologische Rekonstruktion auf genauer Kenntnis der vergleichenden Anatomie der fossilen Formen in inniger Verbindung mit jener der lebenden basieren muß, um von wissenschaftlichem Wert zu sein.“ (S. 57.) Und diese Rekon- struktion, so steht zwischen den Zeilen, hat ABEL geliefert. — „Natürlich“, möchte ich hinzufügen, aber auch, daß ich mir die Widerlegung einer wissenschaftlichen Arbeit ganz anders vorstelle, wie die eben besprochene ist. 43. Beiträge zur Geologie der Niederrheinischen Bucht. Von Herrn A. Quaas. I; Das geologische Alter der Braunkohlenablagerungen von Ompert und Helenabrunn, des Lied- und des Hülser-Berges. Eine Berichtigung. Forsthaus Rath bei Nideggen (Eifel), den 25. Juli 1910. AD. GURLT erwähnt in seiner 1872 erschienenen „Über- sicht über das Tertiärbecken des Niederrheines“!) das Vor- kommen von Braunkohle im Tertiär südlich von Viersen [Meß- tischblatt 1:25000 Viersen], bei oder in den Orten Ompert und Helenabrunn. !) Av. GüRLT: a. a. O., Bonn 1872, S. 25—26. Er sagt dort wörtlich über den Fundort und dessen geo- logischen Aufbau: „Eine ausgedehntere Ablagerung des Braunkohlengebirges tritt südwestlich von hier (gemeint Hülser-Berg, nördlich von Krefeld), zwischen Gladbach und Viersen, nahe dem südwest- lichen Abhange des Nierstales zutage und wird auf beiden Seiten der Straße durch Gruben bei Ompert und Helenabrunn [Lenebour der (alten) Generalstabskarte] aufgeschlossen. Es liegt hier unter dem Gerölle ein 12—16 Fuß mächtiges Flöz von schwarzer, erdiger und toniger Braunkohle, welche unter dem Namen „Klei“ gewonnen und zur Mengung mit Stein- kohlenklein verwendet wird. In der untersten Lage desselben findet sich eine 6 Zoll starke Schicht von Spärosiderit mit Abdrücken von dikotyledonen Blättern, darunter 4 Fuß weißer Sand und über 12 Fuß grober, schwarzer Sand.“ Da GURLT keine Literaturquelle für seine Angaben an- führt, solche vom Verf. in der vorhandenen älteren Literatur auch nicht nachzuweisen war, so muß angenommen werden, daß GURLT nach eigenen Beobachtungen oder doch nach persönlich erhaltenen Mitteilungen berichtet. Seine Angaben wurden durch H. v. DECHEN fast wörtlich — nur ohne Quellennachweis — in seine 1884 erschienene: „Geologische und paläontologische Übersicht der Rheinprovinz und der Provinz Westfalen“!) übernommen: mit der Ab- weichung, daß die Fundpunkte als „an dem SW-Abhange des Nierstales gelegen“ bezeichnet werden, und mit dem Zusatze, daß die „in der untersten Schicht derselben (= Braunkohle), d. h. in der 16 cm starken Lage von hellgrauem Sphäro- siderit, auftretenden Abdrücke von dikotyledonen Blättern ihm denen von Rott am Siebengebirge ähnlich erscheinen“. Übereinstimmend stellen beide Autoren die mitgeteilten Schichtenfolgen in ihrer Gesamtheit zur Braunkohlenforma- tıon. Es schreibt ihnen also A. GURLT nach der zu seiner Zeit herrschenden Auffassung oligocänes Alter zu, während H. v. DECHEN die Frage, ob „die limnischen, kohlenführenden Schichten dieser Formation dem Oligocän oder dem Miocän angehören“ ?), unentschieden läßt, solange nicht eine sichere Überlagerung der weiter nördlich — bei Süchteln — nach- gewiesenen marinen Oligocänsande (= oberoligocäne, muschel- führende Glaukonitsande) durch Schichten der limnischen Braun- kohlenformation beobachtet worden sei. — t) H. v: Decuen: a. a. O., Bonn 1884, S. 639. 2) Ebenda, S. 620. Anmerkung des Verfassers. In Wirklichkeit liefert bereits ein durch H. v. DECHEN im Anschluß an die Ompert-Helenabrunner bzw. Ummerer Aufschlüsse an- geführtes Bohrloch bei Helenabrunn diesen Altersnach- weis. Dort ist „in 17,5 m Tiefe ein 6,3 bis 7,0 m starkes Lager von hellgrauem Ton gewonnen worden, in dem im Hangenden und Liegenden Nieren von Sphäro- siderit von 16 cm auftreten“. Darunter folgen in der dort angesetzten Bohrung: gelber Sand... ... Eos ek ae 4,7 m fetter; fester Ton: 4.2... rar ee 0,7 - eisenhaltiger brauner Sand. u. 2... zo 3,2 - grüner Sand (Quarzsand mit Glaukonitkörnern gemengt 1,6) - USW. Die „hellgrauen Tone“ gehören der limnischen Braunkohlenformation, die darunter folgenden Schichten, in der Hauptsache Glaukonitsande, dem (Ober-) Oligocän an. — Nach der späteren, noch heutigentags ziemlich allgemeinen Auffassung vom untermiocänen Alter der Niederrheinischen Braunkohlenformation müßten die Helenabrunner Schichtenfolgen in diese Altersstufe eingereiht werden. Anmerkung des Verfassers. Ein Beweis oder eine strenge Schlußfolgerung für diese Altersfestlegung der Niederrheinischen Braunkohlenformation ist nach Er- achten des Verf. bisher nirgends geführt worden. Die Schlußfolgerung, daß die limnischen Ablagerungen des Miocäns untermiocän sein müßten, weil sie in der Gegend nördlich von Krefeld von marinen, ober- miocänen (?) Bildungen überlagert werden, ist an- fechtbar, oder doch nicht zwingend, mindestens nicht für die ausgedehnten, südlicheren Gebiete der Nieder- rheinischen Bucht, wo limnische und Festlands-Ablage- rungen die Gesamtheit der Formation bilden. Schon die hier durch zahlreiche neuere Bohrungen an vielen Stellen nachgewiesene bedeutende Mächtigkeit, bis zu 300—350 m, spricht vielmehr dafür, wenigstens für den südlichen Teil der Niederrheinischen Bucht an- zunehmen, daß der Absatz dieser Schichtenfolgen durch das ganze Miocän hindurch erfolgt ist!). — !) Vgl. hierzu v. Verfasser: 1. Erläuterungen zum Blatt Vettweib. Lieferung 144, Blatt 14. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanst. 1910, S. 38 u. 40; 2. „Zur Geologie des westlichen Teiles der Niederrheinischen Bucht.“ Bericht über die wissenschaftlichen Ergebnisse der Aufnahmen in den Jahren 1903—1907. Jahrb. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanst. 1907. Nach den Ergebnissen der geologischen Spezialaufnahme des Blattes Viersen in den Jahren 1909/10 ist aber auch die Zurechnung der ÖOmpert-Helenabrunner Tertiärbildungen in ihrer Gesamtheit zur miocänen Braunkohlenformation nicht mehr aufrecht zu erhalten. Die von GURLT und v. DECHEN erwähnten Aufschlüsse ließen sich nicht mit Sicherheit wieder auffinden, zumal bei beiden Autoren die Ortsangabe zu allgemein, bei v. DECHEN'!) sicher überdies in ungenauer, irreführender Wiedergabe der Mitteilungen GURLTs, gehalten ist. Als „Straße zwischen Gladbach und Viersen“ ist wohl die heutige, von der Vier- städtebahn benutzte Kunststraße gemeint, die von Gladbach aus bis zum Dorfe Ummer auf der Hochfläche der diluvialen Hauptterrasse liegt, von da ab nördlich erst auf die Mittel- terrasse herabsteigt. Die erwähnten Aufschlüsse „zu beiden Seiten der Straße“ sind somit auf der Höhe der Hauptterrasse zu suchen. — Dort war es dem Verf. auch möglich, in alten „Pingen“, aus denen nach glaubwürdigen Angaben noch vor weniger als einem Menschenalter von den Anwohnern Kohlen, besonders Holzreste, für den Hausbrand gewonnen wurden, durch Schürfungen noch, wenn auch nur geringe, erdige Kohlen- und Holzreste (= Koniferenholz) zu finden. So zeigte ein Profil, das in einer solchen alten, heute stark verwachsenen und zugeschütteten Grube unmittelbar westlich der letzten Häuser am Südwestausgange von Ompert durch Schürfung freigelegt und aufgenommen werden konnte, die Schichtenfolge (von oben nach unten): grobe, gelbrote Rhein- und graue Maaskiese mit Sand- einlagerungen der diluvialen Hauptterrasse .... 45 m graublaue, sandige, schwach bituminöse Tone mit einge- lagerten 0,3—0,5 m mächtigen Streifen und Flözen von erdiger Braunkohle mit zahlreichen Koni- kenem-klolzresten: . . %.. ... „one. 2022.2,3,00: - grauweiße, glimmerfreie Quarzsande mit dünnen Streifen von Quarzkiesen; Sande und Kiese mit vereinzelten verkieselten oolithischen Kalkgesteinen (= „Kiesel- oolithe“), Lyditen und verkıeselten Versteinerungen 2,00 - weiße, feine, glimmerhaltige Quarzsande mit vereinzelten Spkinosidentknollene 3.0.2.0... nee 220,502 - !) a.a.0., S. 639: .. „an dem SW-Abhange des Nierstales“ . . Diese Angabe könnte zu der Deutung führen, daß die betr. Aufschlüsse wenigstens zum Teil bereits in der durch jungdiluvialen Ein- und Abbruch längs der Hauptterrasse entstandenen Rheintalgraben und der darauf auf- geschütteten Mittelterrasse lägen, während sie bestimmt auf der Haupt- terrasse des Rheines zu suchen sind. Anmerkung des Verfassers. — De Ein ganz ähnliches Profil wurde etwa mittelorts Ompert, südlich der Dorfstraße, hinter dem Garten des großen Einzel- gutes in dem dortigen künstlichen Steilabhange angegraben. Nur vermochte hier die Unterlagerung der kieseloolithführenden Sande nicht festgestellt zu werden. Aus den angestellten örtlichen Beobachtungen und aus den möglichen Gesteinsuntersuchungen und -deutungen ergibt sich, daß in beiden Profilen unter den 4-5 m mächtigen grobkiesig-sandigen Ablagerungen der dortigen altdiluvialen Hauptterrasse eine tonig-sandige Gesteinsfolge von 5—6 m Mächtigkeit auftritt, deren unterste Schichten als fast reine, slimmerfreie, grauweiße Quarzsande und -kiese ausgebildet sind, die — wenn auch nur in vereinzelten Exemplaren — ver- kieselte Oolithkalke (= „Kieseloolithe“), Lydite und ver- kieselte Versteinerungen führen, also die typische Ausbildung der sogen. „Kieseloolithstufe“ zeigen: jener in der Nieder- rheinischen Bucht weitverbreiteten altpliocänen Flußbecken- ablagerung, deren genauere Kenntnis, Abgrenzung, Verbrei- tung und Altersstellung erst durch die geologischen Spezial- aufnahmen am Niederrheine in den letztvergangenen Jahren ermöglicht und durchgeführt worden ist!). | Folgerichtig müssen in beiden Profilen die überlagernden tertiären Tone mit den eingeschlossenen Braunkohlenresten auch zu dieser Pliocänstufe gerechnet werden. Da nach des Verf. Ansicht auch das von GURLT und V. DECHEN mitge- teilte „I2— 16 Fuß (=3,7— 5m!) mächtige Flöz von schwarzer, erdiger und toniger Braunkohle“ unter den überlagernden Geröllen (= „Kiese der diluvialen Hauptterrasse“ |d. Verf.]) dem gleichen Horizonte, also der Kieseloolithstufe, zweifellos an- gehört, so ergibt sich, daß die Braunkohlen von Ompert- Ummer-Helenabrunn altpliocänes Alter besitzen. Diese Altersbestimmung wird durch zwei weitere Beob- achtungen bei den Aufnahmearbeiten gestützt: Einmal war es dem Verf. möglich, in einer im Juli 1909 zu Hoser, etwa 2!/, km nordwestlich Ompert, niedergebrachten Wasserbohrung unter der dort auffallend mächtigen Decke von 17,00 m diluvialer Kiese und Sande der Hauptterrasse in 22,65 m Tiefe ein 2,25 m mächtiges Braunkohlenflöz nach den entnommenen Bodenproben festzustellen, das von Tonen und kieseloolith- führenden Sanden und Kiesen eingeschlossen wurde, also auch !) Vgl. besonders E. KAISER: Jahrb. Kgl. Preuß. Geolog. Landes- anst. 1907, S. 57. — G. FLiesen: Ebenda, S. 92. — O©. MoRrDZIOL: Ebenda, S. 122 und an anderen Orten. Sigi 3 6] 1 DE sicher zur Kieseloolithstufe zu stellen ist. Zum anderen ist in den Kies- und Sandgruben der Hauptterrasse westlich von Hoven, 2!,—3,0 km südöstlich von Ompert, unter durchschnitt- lich 8—12 m Hauptterrassenkiesen deutlich deren diskordante Unterlagerung durch typische Kieseloolithsande mit Kiesstreifen zu beobachten, also auch dort das Vorhandensein der Kiesel- oolithstufe festzustellen. Das Auftreten pliocäner Braunkohle innerhalb der Niederrheinischen Bucht hat nichts Auffälliges mehr, seitdem in den letztzurückliegenden Jahren ihr Vorhandensein — wenn auch nur ausnahmsweise in abbauwürdigen Mächtigkeiten — vielerorts durch zahlreiche fündige Tiefbohrungen nach- gewiesen worden ist!), — Die Ompert-Helenabrunner Braunkohlenablagerung hat in- sofern noch eine gewisse besondere Bedeutung, als sie zu- sammen mit dem bei Hoser festgestellten Braunkohlenflöze das nördlichste, dem Verf. bisher sicher bekannte Vorkommen pliocäner Braunkohle in der Niederrheinischen Bucht und speziell im Viersen-Süchtelner Horste darstellt. In diesem wird die Kieseloolithstufe samt der diskordant unterlagernden miocänen Braunkohlenformation durch eine große SO— NW- Querverwerfung abgeschnitten, die dem Westabfall des Viersen- Süchtelner Horstes folgt, beziehungsweise ihn bedingt, quer durch Viersen, dicht nördlich an der Kaisermühle vorbei ver- läuft und von da ab südlich, zuerst etwa dem Nierstale (hier einem alten Rheinarme) folgend, in Richtung auf den alten Miocänhorst des Liedberges zu streicht. Nördlich und östlich dieser z. T. auch orographisch sich heraushebenden Störung fehlen in einem ca. 10—12 km breiten Streifen pliocäne wie miocäne Ablagerungen in dem dem Verf. auch nach Bohrungen bisher näher bekannten Gebiete des Rheintal- rabens Zu Recht bestehen bleibt vielleicht v. DECHENs Deutung der 16cm mächtigen, hellgrauen Sphärosiderite mit Abdrücken von dikotyledonen Blättern, die in GURLTs Profile an der Basıs der braunkohleführenden Schichten auftritt, als zur mio- cänen Braunkohlenformation gehörender Bildungen. Die vom Verf. erschürften Profile in Ompert ließen diesen Horizont nicht erkennen. Wohl aber treten dort, wie andernorts und 1) Vgl. u. a. vom Verf.: Jahrb. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanst. 1907; Erläuterung zum Blatte Vettweiß (Lieferung 143, Blatt 14), 1910, S. 44-48; Erläuterung zum Blatte Titz (Lieferung 162, Blatt 55) (im Druck). 2) Darüber demnächst näheres in dieser Zeitschrift (d. Verf.). Tas 582 ER namentlich in den Kies- und Sandgruben der Hauptterrasse westlich von Hoven (zurzeit Eigentum der Gemeinde Neuwerk) Sphärosideritbildungen in den das Pliocän unterlagernden weißen, glimmerführenden Quarzsanden auf, die typische Ablagerungen der miocänen Braunkohlenformation darstellen. — Eine sichere Altersfeststellung der Sphärosideritlagen von Ompert wird nur die noch immer ausstehende Bestimmung der z. T. recht gut erhaltenen Pflanzenreste ermöglichen, die zurzeit noch unbearbeitet zu Bonn, im Museum des Natur- historischen Vereins der Rheinlande und Westfalens, liegen. Nach den vergleichenden Beobachtungen des Verf. in den beiden Schürfungen zu Ompert gehören wohl sicher zum Miocän die unter der Sphärosideritlage folgenden Schichten: weißersSandı Tu anne Zee 1,2 m Ersterer entspricht dem erschürften weißen, glimmer- haltigen Quarzsande. Letzterer dürfte durch bituminöse Beimengungen, d. h. durch geringe Braunkohlenreste, schwarz gefärbt erscheinen, also einen „Braunkohlensand“ dar- stellen und somit das Vorhandensein von auch miocänen Braunkohlenresten in der Gegend südlich von Viersen be- weisen. Zusammenfassend sind die Ompert-Helenabrunner Profile nach der derzeitigen Kenntnis der dort auftretenden Schichten- folgen heute so geologisch zu deuten und stratigraphisch zu gliedern wie die nebenstehende Tabelle (S. 583) angibt. Im Anschluß an die Braunkohlenablagerungen bei Helena- brunn seien noch die von A. GURLT!) und von H. v. DECHEN?) mitgeteilten, Helenabrunn damals nächstgelegenen Kohlenfunde einer Altersnachprüfung unterzogen: einmal die im Liedberge, dem alten Tertiärhorste südöstlich von Rheydt an der Kunst- straße Rheydt— Neuß, zum andern die im und beim Hülser- berge, dicht nördlich von Krefeld. Im Liedberge stehen nach beiden Autoren unter dem Geröll- und Sandlager des Diluviums (= Rheinkiese und -sande der Hauptstraße [d. Verf.]) ein 3—4 Zoll (,„.. . stellenweise 8—10cm...“ [nach v. DECHEN|) mächtiges Braunkohlenflöz und unter ihm Sandsteinlagen an, die bis zu 20 Fuß (= 6—7 m) mächtig sind?). Die oberen, 2,5—3,1 m mächtigen, DEASGURETI ara 040552 A)eEl® “ DEcHEn: a. a. Ds = 638 — 640. ®) Nach A. GURLT: a.a. 0. uajjouyf-uepıso.rgydg ß 2) | 0C°0 usyjezume.leA JIU PPurszıen() 0% | Den UOIJEULIO} uwoonpg oaıyfeylowwmps our actem Zar: pueg Joa -uojyoyuneig = = 910- ee en ee ee USISIISDUNIOTIOISIO A UONOSOIY -I9A pun uolıpÄT ‘uayy1foojasery % uojJozumI9A IM UESOTNZIENT) (yoy "I8%) uoA uopeLK ouunp pun »pues urogyepg ueuopof4yoyıp -zien|) 9ra1L0mw]D ‘orglomne.ıd uoA uoyonapqy Au Jraepıs en -orzydguronwasjjey uoAoder] apnysmıpoo | (uwoordyTY =) U94S01Z]OF] - uOIEFTUOY IE FUTURE SPEN -[OsaIy uw9old uoypreapyez *L 'z Yu o]yoy & e -uUN®IgGA9SLTPI9 UOA UBZO] | pun 1 uopaugg uognyogu wu ein) ne e 0 EEE EERRS e E ‘u 199eJo9Ul9 JIWM HUOT, 9sOUTUI ; oyoyuneig NIT yoeAyos odıpuvs onefqneıo STLE edıuo? pun 9zıemyos *od1pıo earoypE 9qaıyds9d pun pues = 'Aq 'A 9SSE.LIO] ee c—y -See-uroygy —=) 9apueg pun — sy = 9 -Jdnepf FEN esoLy] 94019 ‘oneıd pun 290.19]08 x uı wu 9dwuog ur usJınyas g yDeu oysygsem (aA) nampaq 'A pun (9) wuaang yoeu uOIYIILy9SSUIEeIseN var 584 En lockeren, weißen Sandsteine gehen nach unten in eine festere, schmutzig gelb-weiße Sandsteinbank über, gegen die mit scharfer Grenze ein 1,2—1,6 m mächtiger harter, muschelig- splittrig brechender, grauweißer Quarzit absetzt, der seinerseits durch einen weißen, feinen Quarzsand („Stuben- sand, Streusand“) unterlagert wird. Letzterer ist der typische Sand der Niederrheinischen miocänen Braunkohlenformation, in der auch von vielen Orten die im Liedberge überlagernden Sandsteine — so besonders schön entwickelt und durch Ab- bau gut aufgeschlossen im Wormtale bei Nivelstein-Bilstein, nördlich von Herzogenrath — und der harte Quarzit (—=,„Braun- kohlenquarzit“) seit langem bekannt sind. Da keinerlei Schichten der pliocänen Kieseloolithstufe unter dem Diluvium, auch keine sicher erkennbaren Reste aufgearbeiteten Materiales dieser Stufe im Diluvium des Liedberges bisher nachzuweisen waren, so sind die dortigen Braunkohlenreste wohl auch ohne Bedenken in die Braunkohlenformation im Sinne GURLTS und v. DECHExs zu belassen, also die Liedberg-Braunkohlen zur miocänenNiederrheinischen Braunkohlenformation nach heutiger Auffassung und Abgrenzung zu stellen. — Anders die Braunkohlen am und im Hülserberge, die nach beiden Autoren der gleichen, also miocänen Formations- stufe angehören sollen. A. GURLT!) beschreibt vom Hülserberge, einem kleinen tertiären Horste mit einer Decke altdiluvialer Hauptterassen- kiese, einen heute verschütteten Aufschluß mit den Worten: „Hier findet man an dem westlichen Abhange in geringer Tiefe unter der Oberfläche Ton und unter diesem 30—40 Fuß tonige, erdige Braunkohle, deren Liegendes nicht unter- sucht ist.“ Anmerkung des Verfassers. Nach der von GURLT gebrauchten Gegenüberstellung des Aufbaues des West- abhanges zur großen Masse des Berges, die aus auf- fallend mächtigen Diluvialaufschüttungen besteht?), ist anzunehmen, daß der erwähnte Aufschluß im West- abhange, nicht an dessen Fuße zu suchen ist. Die von H. v. DECHEN bei den seinerzeitigen Vorarbeiten für das Wasserwerk Krefeld beobachteten Aufschlüsse liegen zwischen dem Hülserberge und der Stadt Krefeld, also etwas südlich vom eben vorerwähnten Vorkommen. In dem näher dem Hülserberge gelegenen Aufschlusse wurde nach diesem Autor — 884 — „in 9m Tiefe ein schwarzes, mit Braunkohle gemengtes Tonlager erreicht, das bis zur Tiefe von 16,8 m anhält“. In dem anderen Aufschlusse ist „in der Tiefe von 6,6 m unter der Oberfläche ein markasitführendes Braunkohlenlager angetroffen worden“. Beide Vorkommen liegen in einem tieferen Niveau als der Aufschluß im Hülserberge, und zwar im Bereiche und Untergrunde der diluvialen Mittelterrasse des Rheines, deren Höhenlage bedingt wird durch den hier ca. 50 m tiefen Ein- bruch des Rheintalgrabens, der in der Zeit zwischen den Aufschüttungen der Haupt- und der Mittelterrasse erfolgte. Trotz der heute unterschiedlichen Höhenlage der drei Kohlen- fundpunkte müssen sie — nach des Verf. Überzeugung — als dem gleichen Horizonte zugehörig aufgefaßt werden. Erinnert schon die „erdig-tonige“ Ausbildung der Kohlen stark an die von Ompert-Helenabrunn, so wird die Zugehörig- keit dieser Kohlenflöze zur Kieseloolithstufe des Pliocäns auch noch durch weitere, dem Verf. in den letztvergangenen Wochen möglich gewordene Beobachtungen und Feststellungen so gut wie sicher gemacht: Einmal sind ihm verschiedene Bohrproben- serien aus dem Untergrunde der Stadt Krefeld zur Einsicht- nahme und zur Untersuchung zugängig gewesen, die überein- stimmend, wenn auch unter beträchtlicher Diluvialdecke, aus- gesprochene kiesige und sandige Schichtenfolgen der Kiesel- oolithstufe mit schwachen Flözeinlagerungen (= Holzresten) aufweisen. Zum anderen gestatten auch zahlreiche Bohrpro- file aus der Gegend westlich vom Hülserberge (Blatt Kempen) nach der Schichtenbezeichnung den Rückschluß, daß auch die dort z. T. erteuften Braunkohlenreste, wenigstens die im flacheren Untergrunde, dem Pliocän angehören. Die Braunkohlenablagerungen beim und im Hülserberge dürften also zur Kieseloolithstufe zu stellen sein, somit altpliocänes Alter besitzen. Sie stehen voraussichtlich in unmittelbarem Zusammen- hang mit den Ompert-Viersener Braunkohlenlagern, von denen sie heute getrennt sind durch den z. T. in die Tiefe gesunkenen alten Oligocänhorst mit nur Diluvialbedeckung, der im Viersen- Süchtelner Horste als solcher orographisch in Erscheinung tritt, dessen Südbegrenzung schon!) mitgeteilt wurde und dessen Nordgrenze — nach dortigen Beobachtungen und nach neueren Bohrprofilen — etwa von südlich Hinsbeck in südöstlicher Richtung westlich von Willich vorbei verlaufen dürfte. — DeVel:23..581. —. WM — Im Zusammenhange mit der Braunkohlenablagerung am Hülserberge stehen wohl die nach H. v. DECHEN!) aus einem Bohrloche bei Tönisberg, 3 km nordwestlich vom Hülserberge, angeführten Braunkohlen. Das dortige Profil gibt unter 9,41 m mächtigem Sand und Geschiebe (= „Rheinkiese und -sande der diluvialen Haupt- und Mittelterrasse“ |[d. Verf.]) 1,57 m gelben Ton, darunter eine Schichtenfolge von 36,20 m an, die sich in der Hauptsache aus blauem Tone mit Braunkohle, in rund 17 m Tiefe aus 3,67 m mächtiger erdiger Braun- kohle, aufbaut. Es liegt nahe, auch diese Braunkohlen- bildungen insgesamt oder wenigstens deren obere Partien — mit Vorbehalt — zur pliocänen Kieseloolithstufe zu stellen. — 44. Über Gesteine der Insel Lou (Admiralitätsgruppe, Südsee). Von Herrn 0. STUTZER. Freiberg i. S., 31. Juli 1910. Im vergangenen Halbjahr erhielt das geologische Institut der hiesigen Königlichen Bergakademie verschiedene Gesteine der Deutschen Südsee-Inseln. So sandte Herr RUDOLF aus Neu-Pommern mehrere Gesteinsproben der dortigen Gazellen- Halbinsel. Eine mikroskopische und makroskopische Prüfung dieser Gesteine ergab Kalkstein, Monzonit, Augitporphyrit, glasigen Augitandesit und erdigen Andesittuff. Da die Ergeb- nisse dieser Untersuchung vollkommen mit den schon von LEHMANN?) veröffentlichten Resultaten übereinstimmen, so sei nur auf dessen eingehende und vorzügliche Arbeit verwiesen. Von Herrn Bergingenieur C. PıLz erhielten wir in dankens- werter Weise ebenfalls zahlreiche Gesteinsproben der Südsee. Hierunter befand sich neben zahlreichen Phosphaten und Korallenkalken ein großes Stück Dioritschiefer der Insel Jap, der aber bereits von E. KAISER’) ausführlich beschrieben ") H. v. DecHen: a. a. O., S. 640-641. 2) E. Lenmann: Petrographische Untersuchunger an Eruptiv- gesteinen von der Insel Neu-Pommern. TscH. Miner. u. Petrogr. Mitt. XXVII, Wien 1908, S. 181—243. ®) E.Kaıser: Beiträge zur Petrographie und Geologie der Deutschen en Jahrb. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. Berlin 1907, XXIV, Ss. 3 —121. a wurde; ferner ein großes Schaustück basaltischer Stricklava von Maunga Afı auf Sawaii, das sich mikroskopisch als ein äußerst frischer glasiger Feldspatbasalt erwies. Ähnliche Basalte dieser Insel hat Fr. MÖHLE!) und M. WEBER?) früher bearbeitet. Als neu kann unter der Pırzschen Sendung (von den Phosphaten abgesehen) nur Material der Insel Lou (auch Lo geschrieben) gelten. Es sei deshalb auf dieses kurz ein- gegangen. Die Insel Lou gehört politisch und geographisch zur Admiralitätsgruppe. Sie liegt südöstlich der dortigen Haupt- insel. Herr Ü. Pırz, welcher die Insel gelegentlich einer Phosphatexpertise in der Südsee bereiste, ist der Meinung, daß dieselbe vor ihm von keinem Europäer betreten sei. Der Obsidian dieser Insel wird in kleinen Schächten von den Ein- geborenen gewonnen und zur Herstellung von Obsidianwaffen verwandt, deren Gebrauch vor allem auf den Admiralitäts- inseln verbreitet ist. Die uns vorliegenden Gesteinsproben dieser Insel sind große Blöcke von Obsidian, sowie auch eine Waffe der dortigen Eingeborenen, ein Speer mit einer Obsidianspitze. Der Obsidian zeigt makroskopisch eine schöne tiefschwarze Farbe und typisch-muscheligen Bruch. Einer der Blöcke hat helle, fluidal angeordnete Entglasungsstreifen. Einsprenglinge sind makroskopisch nicht sichtbar. Der Dünnschliff zeigt als Hauptbestandteil braungefärbtes Glas, in welchem zahlreiche, fluidal angeordnete Ströme von winzigen Krystalleisten umherschwimmen. Um die einzelnen Krystallindividuen herum liegen helle, entfärbte Krystalli- sationshöfe. Unter den winzigen Krystallen dieses Obsidians kann man unterscheiden: 1. sehr wenig Magnetit, 2. einzelne wenige, aber schon etwas größere Plagioklas- tafeln mit typischer Zwillingsstreifung und einem höheren Licht- brechungsexponenten als das umgebende Glas, 3. überaus zahlreiche, ganz schwach gelbgrünlich gefärbte winzige Leisten, die sich durch Lichtbrechung und Auslöschung (e:c = 48°—54°) als gewöhnlicher monokliner Pyroxen (Augit) bestimmen lassen. Die Doppelbrechung dieser kleinen Leisten 1) Fr. MÖhre: Beitrag zur Petrographie der Sandwich- und Samoa- Inseln. N. Jahrb. Min. XV, 1902. 2) W. WEBER: Zur Petrographie der Samoa-Inseln. Abh. d. Kgl. Bayr. Akademie d. Wissensch., II. Kl., XXIV, Abt. 2, München 1909. —. DI zeigt infolge ihrer geringen Dicke nur grauweiße Interferenz- farben. Sie liegen als körperliche Formen nicht nur neben- einander, sondern auch über- und untereinander im Dünn- schliff. Einzelne dieser Krystalle sind kreuzweise übereinander- gewachsen. Neben diesen Mineralien finden sich in den helleren Strömen des Obsidians auch noch kleine, dunkler gefärbte Sphärolithe von kugeligem Aufbau. Dieselben können sich auch aus mehreren Kugeln zu einer vereinen, so daß sie dann innen aus einem gemeinsamen Kern und randlich aus ver- schiedenen Kugelsegmenten bestehen. Die Substanz dieser Sphärolithe sieht im auffallenden Lichte milchigweiß und trübe aus. Bei gekreuzten Nicols zeigen sie zudem infolge ihres radialen Aufbaues das bekannte Kreuz. Die Längsachse der einzelnen Radien dieses Kreuzes erweist sich als optisch positiv. Winzige Krystalle von Augit und selten auch Plagio- klasleistchen sind in diesen Sphärolithen ohne bestimmte An- ordnung eingeschlossen. Die Sphärolithe liegen in den ein- schlußreichen Strömen und nicht in den einschlußfreien Glas- lagen. Sie selbst sind durch Fluidalbewegung nicht in lang- gestreckte Axiolithe ausgezogen. Diese Tatsache beweist, daß sich diese Sphärolithe erst in der letzten Phase der Gesteins- erstarrung gebildet haben. Alle diese Ausscheidungen gehören der Effusivperiode an. Die Mineralkombination Pyroxen-Plagioklas weist hierbei nicht auf ein glasiges Gestein der sauren Liparitmagmen, sondern auf eins der mehr basischen Augit-Andesitmagmen hin. Der Obsidian muß daher als ein Augit-Andesit-Obsidian be- zeichnet werden. Ein Andesit-Obsidian aus der Südsee wurde bereits von E. KaısER von der Insel Saipan (Mariannen) beschrieben. Das Stück stammte von Herrn Bezirkshauptmann FRITZ, der es alten Ruinen der Insel entnommen hatte. Seine anstehende Herkunft ist deshalb nicht ganz sichergestellt. Mit dem von uns beschriebenen Gesteine scheint dieses Vorkommen aber nicht identisch zu sein. Dasselbe wird als ein mattes schwarzes Gestein beschrieben, das schon makroskopisch wenige kleine Plagioklase und Augite erkennen läßt und mikroskopisch aus einem dichten filzigen Gewebe besteht. Das Gestein der Insel Lou dagegen ist makroskopisch ein glasglänzendes schwarzes Gestein ohne sichtbare Einspreng- linge und mikroskopisch ebenfalls ein typisches Glas mit kleinen, fluidal angeordneten Einsprenglingen. Auch von Neu- Pommern sind glasige Augit-Andesite bekannt, die aber eben- mn 589 ee falls einem etwas anderen Typus angehören (vgl. E. LEHMANN: a. a. O.). Ein zweites uns übersandtes Gestein der Insel Lou ähnelt äußerlich einem entglasten, felsitischen Obsidian. Mikro- skopisch zeigt es einzelne braune Glasreste und ein filziges Gewebe, in welchem nur etwas Magnetit und oft unregelmäßig gestaltete Pyroxene in einer felsitischen, sehr schwach doppel- brechenden Masse zu erkennen sind. Es ist dies eine bei der Erstarrung entglaste, felsiıtische Modifikation des Augit-Andesit-Obsidians. 45. Über den Vulkan Soputan in der Minahassa. Von Herrn ARTHUR WICHMANN. Utrecht, den 2. September 1910. Herr JOH. AHLBURG hat kürzlich einige Mitteilungen über die Insel Celebes gebracht!), die außerordentlich fehlerhaft sind, und daher nicht widerspruchslos hingenommen werden dürfen. Ich möchte mich an dieser Stelle darauf beschränken, seine völlig aus der Luft gegriffenen Angaben über den Soputan richtigzustellen, wobei sich zugleich die Gelegenheit bieten wird, einige andere der Aufklärung bedürftige Punkte zu er- örtern. Falls überhaupt von einem erschwerenden Umstande noch gesprochen werden kann, so wäre es, daß in dem von Herrn AHLBURG selbst angeführten Werke von P. und F. SARASIN?) sich eine ausgezeichnete Darstellung des erwähnten Vulkans findet. Es heißt bei Herrn AHLBURG: „Im Jahre 1828 flog der ganze Gipfel des damals spitzen Vulkanberges in die Luft, und unter der Einwirkung der Explosion bildete sich ein ge- waltiges, tiefes Kraterloch, das sich erst im Laufe des Jahr- hunderts durch die nachstürzenden Gesteinsmassen des senk- rechten Kraterrandes wieder bis 200 m unter den Kraterrand aufgefüllt hat.“ Da Herr AHLBURG im Jahre 1828 vermutlich 1) Uber den geologischen Aufbau von Nordcelebes. Diese Zeit- schrift 52, 1910, Monatsber., S. 797—202. 2) Materialien zu einer Naturgeschichte der Insel Celebes IV, Wiesbaden 1901, S. 59—60. 39 = N — noch nicht gelebt hat, so ist es ausgeschlossen, daß er der- artige Beobachtungen selbst hat anstellen können. Die Quellen wissen von allen diesen Dingen nichts zu berichten. Nirgends findet sich eine Angabe darüber, daß der Berg einstmals spitz gewesen, nirgends, daß „der ganze Gipfel... in die Luft“ geflogen ist. Der einzige bemerkenswerte Ausbruch während des 19. Jahrhunderts erfolgte in den dreißiger Jahren, als der tiefe Krater längst vorhanden war, wie aus den Aufzeichnungen von C. G. C. REINWARDT, der den Soputan als erster im Jahre 1821 bestieg, mit unumstößlicher Sicherheit hervorgeht!). Der Bericht über jene Eruption lautet zudem ganz anders, als dies nach den Mitteilungen von Herrn AHLBURG anzunehmen wäre. „Zur Zeit des letzten Ausbruches in 1838, welcher zwei Tage anhielt, wurde eine solche Menge Asche ausgeworfen — die damit vermischte Menge Steine war verhältnismäßig gering —, daß die Sonne ganz und gar verdunkelt wurde. Die Aschenlage zu Amurang erreichte eine Dicke von 4 Zoll, während sich überall hin ein starker Schwefelgeruch verbreitete. Der Ausbruch war von unterirdischem Dröhnen wie Donner- schlägen begleitet, welches seinen Sitz an der Stelle des Fußes des Berges zu haben schien ... Bei Gelegenheit des letzten Ausbruches wurden Steine, die zwei Männer nicht zu umfassen vermochten, bis auf 11,—2 Pfähle?) Abstand von dem Krater weggeschleudert. Auf einem Abstand von 9 Pfählen?) vom Vulkane erschien die Feuersäule, die dem Vulkan entstieg, eine Höhe von 20 Tepas*) zu erreichen.“ Auf Grund dieses von JUNGHUHN zuerst veröffentlichten Berichtes®) nimmt man gegenwärtig ziemlich allgemein an, daß der Ausbruch in das Jahr 1838 zu verlegen ist, jedoch wohl mit Unrecht. Wie sich zunächst herausstellt, war sein Gewährsmann, der Sanitäts- offizier ©. A. L. PECQUEUR, erst im 2. Quartal 1845 von Batavia nach Menado versetzt worden‘), so daß er nicht Augenzeuge des Vorfalles gewesen ıst. Ein amtlicher Bericht, der Auf- schluß geben könnte, scheint niemals veröffentlicht worden zu sein, denn M. TH. REICHE, der die Jahrgänge 1831 —40 des „Javasche Courant“ auszog, hat darüber nicht die geringste 1) Reis naar het vostelijk gedeelte van den Indischen Archipel in het jaar 1821, Amsterdam 1858, S. 571. 2) Ein Paal (Bfahl). — 1506,9 m. 3) Der Standpunkt des Beobachters wird in Langowan gewesen sein. ) Ein Depa — 10m. 5) Java Ill, Leipzig 1852, 5. 848-849 (holl. Ausgabe III, Amster- dam 1853, S. 1290). 6) Natuur- en Geneesk. Archief III, Batavia 1846, S. 339 —340. Andeutung gefunden!), ebensowenig wie JUNGHUHN in seiner ersten chronologischen Übersicht von einer Tätigkeit des Soputan zu berichten weiß?). Zum Überfluß habe ich die in Betracht kommenden Jahrgänge des erwähnten Amtsblattes mit dem- selben negativen Erfolge einer nochmaligen Durchsicht unter- zogen. Im Gegensatz zu PECQUEUR verlegen nun alle übrigen Berichterstatter das in Rede stehende Freignis in den Anfang der dreißiger Jahre, ohne daß hinsichtlich des Zeitpunktes unter ihnen Übereinstimmung besteht. $. H.DE LANGE, dessen Reise nach der Minahassa, in Gemeinschaft mit seinem Bruder G. A. DE LANGE, vom 23. Januar 1852 bis 20. März 1853 währte, gibt das Jahr 1831 an°); N. GRAAFLAND, der sich am 6. März 1851 als Missionar in Sonder niederließ, gibt*) ebenso wie ein Anonymus°’) 1832 an. Endlich findet man bei einem anderen Anonymus die Jahreszahl 1833°). Erregt es schon an und für sich Bedenken, daß PECQUEUR mit der Verlegung des Ausbruches in das Ende der dreißiger Jahre ganz allein dasteht, so wird man in dem Zweifel noch durch einige andere Umstände bestärkt. C. W. M. VAN DE VELDE, dem man eine Sammlung vortrefflicher Landschaftsbilder aus dem Archipel zu verdanken hat, besuchte 1839 den Tondano- See. Auf der von ihm verfertigten Abbildung ist der Soputan im Hintergrunde zu gewahren, aber ohne Zeichen irgendwelcher Tätigkeit. Ebensowenig wird einer solchen im Text gedacht’). Ferner erscheint es bemerkenswert, daß C. T. HERMANN, der seit dem 17. Dezember 1836 als Missionar in Amurang wirkte®), weder in seinen Briefen noch in seinen sonstigen Schriften etwas über den bewußten Ausbruch zu sagen weiß. Vermut- 1) Berigten over aardbevingen en berguitbarstingen ... van 1831 tot 1840. Natuurk. Tijdschr. Nederl. Indi& XVII, Batavia 1859, S. 245 bis 282. 2) Chronologisch overzigt der aardbevingen en uitbarstingen van en in Neerland’s Indi&. Tijdschr. voor Ne£erl. Indie, Batavia 1845, I, 8. 51—55. 3) Berigten betreffende de wetenschappelijke reis in de residentie Menado. Natuurk. Tijdschr. Ned. Indi& IV, 1853, S. 166. ») De Minahassa II, Rotterdam 1869, 3.54 (2. Aufl. I, Haarlem 1898, S. 7). nn 5) Fragment uit een reisverhaal. Tijdschr. voor Ned. Indi& 1856, UL, S. 84. 6) De warme bronnen van Passo. Natuur- en Geneesk. Archief III, Batavia 1846, S. 604. 7) Gezigten uit Neerlands Indi& naar de natuur geteekend en beschreven, Amsterdam [1847], 8. 50, Tab. XXXIX. 8) E. T. Krurse: Geschiedenis van het Nederlandsch Zendeling- genootschap, Groningen 1894, S. 319. 39* — 8592 — lich würde er die ıhm überaus auffällige Tatsache, daß er durch frisch gefallene vulkanische Asche habe waten müssen, nicht mit Stillschweigen übergangen haben'!). Nicht minder befremdend erscheint es, daß A. F. VAN SPREEUWENBERG, der den Soputan 1842 bestieg, also zu einer Zeit, in der das Er- eignis noch frisch in der Erinnerung hätte liegen müssen, und der überdies in Menado ansässig war, des Ausbruches mit keinem Worte gedenkt. Bei dem geringen Wert, den die Ein- geborenen auf Daten legen’), hält es schwer, eine Entscheidung darüber zu treffen, welche von den übrigen Jahreszahlen als die richtige anzusehen ist. Ich möchte mich für die Jahres- zahl 1833 entscheiden, und zwar weil sie nicht allein die Priorität hat, sondern auch weil der Berichterstatter ein wissen- schaftlich gebildeter Mann war, dessen sonstige Angaben sehr zuverlässig sind®). Durchaus nicht ausgeschlossen erscheint es übrigens, daß die Jahreszahl 1838 bei JUNGHUHN auf einem Schreib- oder Druckfehler beruht. Wie bereits erwähnt, war der tiefe Krater vor 1821 längst vorhanden. Es läßt sich auch nachweisen, daß er seit jener Zeit keine wesentlichen Änderungen — auch nicht durch den Ausbruch von 1833 — erlitten hat. REINWARDT vermochte von seinem Standpunkte am Nordostrande aus die Tiefe nicht zu bestimmen, da er über die Vorsprünge hinweg nicht bis auf den Boden sehen konnte‘). Leider war der ihn begleitende Zeichner TH. Bik durch Unwohlsein gezwungen, am Fuß des Berges zurückzubleiben°’), so daß keine Abbildung von seinem damaligen Zustande existiert. Ein Besteiger in den fünfziger Jahren vermochte aus demselben Grunde wie REINWARDT die !) Erst recht müßte dies der Fall gewesen sein, falls die von anderer Seite gemachte Angabe, daß die Aschenschicht eine Mächtig- keit von 1 Faden erreicht hätte, zuträfe. (Tijdschr. voor Nederl. Indie 1856, II, S. 84.) ?) Aus diesem Grunde ist auch der Angabe von S. H. KooRDERS (Verslag eener botanische dienstreis door de Minahassa, Batavia 1898, S. 79), nach der ein 70 jähriger Mann sich im Jahre 1895 noch eines Ausbruches im Jahre 1832 zu entsinnen vermochte, von geringem Wert. 3) Der Verfasser war seiner eigenen Angabe nach Arzt. Er war ferner am 8. Februar 1845 Zeuge eines schwachen Ausbruches des Soputan. Der einzige, damals in der Minahassa anwesende Arzt war der Sanitäts- o'fizier ©. M. Lenz, der im 2. Quartal desselben Jahres nach Batavia zurückkehrte und daher als Verfasser des kleinen Aufsatzes anzusehen ist. (Natuur- en Geneeskundig Archief Ill, Batavia 1846, S. 346.) % C.G. C. REINWARDT: a. a. O., S. 571. °) Aanteekeningen nopens eene reis naar Bima, Timor, de Moluksche a . Tijdschr. voor Ind. T. L. en Vk. XIV, Batavia 1864, S. 169 is — WE Tiefe nicht zu bestimmen!). F. Rinne, der den Berg 1899 bestieg, sagt, daß der Krater wohl an 400 m im Durchmesser breit und an 250 m tief sei, fügt aber hinzu: „Seine ganze Tiefe konnte man nicht ermessen, da unten steil abstürzende Wände den Schlund verdecken’). S. H. KOORDERS, der 1895 oben war, schätzt ebenfalls die Tiefe auf 250 m°). Eine Aus- nahme macht H. BÜckıInG, der auf Grund eigener Beobachtungen im Jahre 1898 zu der Schätzung einer Tiefe von 60 m ge- langte‘). P. und F. SARASIn, die sich selbst einer Angabe enthalten, halten diese Zahl für zu niedrig (a. a. O., S. 65). Kleine Veränderungen, bedingt durch die andauernd wirkende Erosion und befördert durch die unausgesetzte Solfatarentätig- keit, können nicht geleugnet werden, sind aber nicht imstande sewesen, das im Jahre 1821 gegebene Bild zu verwischen. PECQUEUR sagt allerdings, daß der Krater bei jedem Ausbruch eine neue Gestalt erhalte und dabei größer werde. Aus eigener Anschauung weiß er das jedenfalls nicht. Sollte er derartige Angaben von Eingeborenen erhalten haben, so dürften sie sich mindestens ebensogut auf die Solfataren am Nordfuß beziehen können. Herr AHLBURG beschließt seine Mitteilungen über den Soputan mit den folgenden Worten: „Noch vor einigen Jahren ereignete sich ein neuer Ausbruch; bei diesem ganz unver- muteten Ausbruche trat in der Senke zwischen Soputan und Kelelondei eine gewaltige Lavamasse aus, die noch heute im Innern glühend ist und in Bewegung zu sein scheint. Dieser Lavaausbruch ist um so bemerkenswerter, als größere Lava- ergüsse in der Minahassa wie überhaupt im Indischen Archipel zu den Seltenheiten gehören.“ Was es mit dieser „gewaltigen Lavamasse“ auf sich hat, mögen die folgenden Untersuchungen ermitteln. Am 2. Februar 1901 erfolgten heftige Stöße in der Ab- teilung Tondano in der Minahassa, die sich in den folgenden Tagen wiederholten. Im Zusammenhang mit ihnen wurde über eine lebhafter einsetzende Tätigkeit des Soputan berichtet, mit der Einschränkung jedoch, daß der eigentliche Kegel keine \) Fragment uit een reisverhaal, a. a. O., S. 87. 2) Frırz und Eıse Rınne: Kasana, Kamariı, Hannover und Leipzig 1900, S. 132. — F.Rınne: Skizzen zur Geologie der Minahassa. Diese Zeitschr. 52, 1900, S. 334. 3) Verslag eener botanische dienstreis door de Minahassa. Mede- deelingen van ’s Lands Plantentuiu, Nr. XIX, Batavia 1898, S. 19. *) Beiträge zur Geologie von Celebes. PETERMAnNNs Mitteil. 45, 1899, S. 255. - Sn 594 re y Änderung seines Zustandes zeigte, und nur an seinem Nordfuß neue Schlammquellen entstanden seien, sowie daß sich zwischen der Solfatare Walelang und’dem Kelelonde-Rücken 22 Spalten gebildet hätten. Nach einem anderen, vom 14. Februar datierten Berichte war aus diesen neugebildeten Öffnungen Asche aus- geworfen worden; auch hätte man eine Rauchsäule bemerkt!). Nähere Angaben verdankt man dem Bergingenieur M. Koper- berg, der das Ausbruchsgebiet Anfang März aufsuchte?). Aus seinen Mitteilungen erhellt, daß es sich lediglich um Schlamm- ausbrüche einer 400 m oberhalb der Solfatare Rumerega, im (Quellgebiet des Baches Pentu liegenden Solfatare handelte?°). Es war unmöglich, bis in die unmittelbare Nähe des Pfuhles vorzudringen; doch war durch die gewaltige Dampfwolke hin- durch zu beobachten, daß der kochende Schlamm wohl einige Meter hoch aufspritzte. Ferner waren die Wände der Schlucht etwa 250 m stromauf- wie stromabwärts mit Schlamm und Steinen bedeckt, woraus mit Recht geschlossen wurde, daß die Ausbrüche anfänglich nicht allein weit lebhafter gewesen, sondern wiederholt stattgefunden haben müssen, da sonst — mitten in der Regenzeit — die Spuren dieser Tätigkeit längst ausgetilgt worden wären‘). In den Jahren 1906 und 1907 hat eine Wiederholung dieser Ereignisse in demselben Gebiete stattgefunden. Am 17. Juni 1906 erfolgte ein Schlamm- und Aschenregen, und zwar an dem nämlichen Tage, als die ganze Minahassa durch ein heftiges, wellenförmiges Beben erschüttert wurde. Vier Tage später suchte ein eingeborener Schulmeister die Stätte auf und fand einen neuentstandenen „Krater“ etwa 800 m oberhalb der Ausbruchsstelle vom Jahre 1901, mit einem Flächeninhalt von gegen !/, Bouw (1774 qm). Obwohl an ein Näherkommen nicht zu denken war, konnte er beobachten, daß „glühender“ Sand und Steine ausgeworfen wurden, von Lava aber keine Spur. ') Vulkanische verschijnselen en aardbevingen in den Indischen Archipel waargenomen gedurende het jaar 1901. Natuurk. Tijdschr. Ned. Indi& 62, 1903, S. 70. 2) Geologische en mijnbouwkundige onderzoekingen in de resi- dentie Menado gedurende het jaar 1901. Jaarboek van het Mijnwezen 31, 1902, S. 147—148. — Verslag van het Mijnwezen over het le kwartaal 1901, Batavia, S. 13. 3) Diese Solfatare ist zuerst von S. H. KOORDERS (a. a. O., S. 11) beschrieben worden. *) M. KoOPRRBERG erwähnt noch ausdrücklich, daß er 1901 an dem eigentlichen Soputan-Krater nicht allein keine erhöhte Tätigkeit be- merken konnte, sondern daß sie sogar schwächer war als gelegentlich einer früheren Besteigung am 13. Mai 1899. ee ei 9 a 7 Wie schließlich A. LIMBURG erwähnt, rauchte auch die von KOPERBERG erwähnte Solfatare und außerdem eine Stelle am Westfuß des Soputan'). Der Juni 1907 war wiederum ein erdbebenreicher Monat für die Minahassa. Aus Amurang wurde berichtet, daß am 5. dem 1906 entstandenen Krater mächtige Rauchwolken entstiegen. A. LIMBURG gibt an, daß diese Tätigkeit am 7. wieder einsetzte, und daß am 25., nach einem an diesem Tage beobachteten Erd- beben, nochmals ein Aufflackern zu bemerken war’). Seitdem scheinen sich diese Erscheinungen nicht wiederholt zu haben. Es ist daran zu erinnern, daß es bereits in dem Bericht über den in den dreißiger Jahren stattgehabten Ausbruch heißt, daß das unterirdische Dröhnen seinen Sitz an dem Fuß des Berges zu haben schien, und daß sich überall hin ein starker Schwefelgeruch verbreitete. Ich gewinne daraus den Eindruck, als ob bei jener Eruption, die keinen nennenswerten Schaden anrichtete, der Hauptsache nach eine der am Nordfuß des Soputan liegenden Solfataren in Tätigkeit trat. Im Gefolge des Bebens am 8. Februar 1845 sollen Flammen dem Soputan entstiegen sein, an welcher Stelle, wird nicht gesagt. Wir wissen aus ähnlichen Erscheinungen auf Java und Sumatra, daß die im Zusammenhange mit Solfataren auftretenden Schlammquellen sehr empfindlich auf Erdbeben reagieren, und daß ihre bei Ausbrüchen gelieferten Aschen, soweit sie der Untersuchung zugänglich waren, aus andesitischen Zersetzungsprodukten, aber nicht aus zerstäubter Lava bestanden. 46. Nochmals die Plänerschotter. Von Herrn A. von KoENEN. Göttingen, den 2. August 1910. In den mir soeben zugegangenen Monatsberichten Nr. 5/6 finde ich einen Brief des Herrn GRUPE „das Glazialdiluvium und die Plänerschotter des Leinetals“, worin er Widerspruch 1!) Vulkanische verschijnselen en aardbevingen..... gedurende het jaar 1906 waargenomen. Natuurk. Tijdschr. Ned. Indi& 67, Batavia 1908, S. 55—58. 2) Vulkanische verschijnselen en aardbevingen .... gedurende het jaar 1907 waargenomen. Natuurk. Tijdschr. Ned. Ind. 68, 1909, S. 120. — 596 — erhebt gegen meine kurze Zurückweisung seiner langen Aus- führungen in Nr. 12 dieser Monatsberichte pro 1909 über das Alter der Plänerschotter, die ich von den Terrassen- schottern scharf getrennt habe. Wenn er jetzt sagt, er „könne nicht einsehen, daß die auf beiden Seiten am Rande der Talaue als gleich hohe Terrassen entwickelten Schotter auf der linken Talseite jung- diluvial, auf der rechten, östlich Gronau, bei Eimsen und Wettensen präglazial oder frühglazial sein sollen“, so kann ich nur nochmals bedauern, daß Herr GRUPE über diese Ver- hältnisse Ansichten äußert, ohne sie selbst näher untersucht zu haben. Die Plänerschotter liegen bei Eimsen und in Wettensen nicht in gleichem Niveau wie die Terrassenschotter der linken Talseite, sondern 15—20 m über der Talsohle und sind am Tal, ebenso wie bei Gronau, durch die Talerosion abgetragen; sie sind recht verschieden von den am Gehänge angelagerten, meist durch Lebm verhüllten, deutlicher geschichteten Fluß- schottern. Die bezüglichen Folgerungen des Herrn GRUPE über das Alter der Plänerschotter beruhen daher auf unrichtigen Annahmen und sind somit unbegründet, so daß ich meine Ansichten über die Plänerschotter aufrecht erhalten muß. Weit weniger wichtig ist für mich die Behauptung des Herrn GRUPE, daß die Leineterrasse großenteils von einer Grundmoräne bedeckt sei. In seinem ersten Aufsatz hatte er die von MENZEL gut beschriebenen und richtig gedeuteten oberen tonigen Schichten in den Kiesgruben nordwestlich von Gronau als Grundmoräne angeführt. Dies trifft aber nicht zu; es sind „verlehmte Schotter“ oder „Abschwemmassen“. Jetzt wird noch als Beweis eine große, erst in den letzten Jahren sehr erweiterte Kiesgrube etwa 1000 m nordwestlich von dem Bahnhof Alfeld angeführt, in welcher jetzt auf über 100 m Länge völlig ungestörte, großenteils ebenschichtige Terrassen- schotter anstehen und darüber die fragliche Grundmoräne, welche sich nach Osten ganz auskeilt und von Lehm bedeckt ist. Der T'errassenschotter liegt aber so regelmäßig, daß es sehr fraglich erscheint, ob jemals Gletschereis darüber hinweg- gegangen sein kann, und die darüber folgende Grundmoräne könnte füglich auch als Abschwemmasse gedeutet werden. In den näher bei Alfeld liegenden alten Kiesgruben finden sich im Terrassenschotter Einlagerunger von dunklem, zähem Ton, welcher früher, wohl irrig, als Bänderton gedeutet worden ist. Solcher Ton, unregelmäßig mit Schotter vermengt, könnte diese Abschwemmasse geliefert haben. - 47. Salinare Spalteneruption gegen Ekzem- theorie. Von Herrn R. LACHMAnN. Waldenburg i. Schles., den 8. Juli 1910. In der Aprilsitzung unserer Gesellschaft hat Herr Dr. E. HARBORT die Vorstellung von der tektonischen Entstehung der norddeutschen Salzstöcke in zwar sehr extremer, aber ebenso prägnanter Weise vorgetragen!),,. Weil im Anschluß. daran meine chemisch-physikalischen Deutungen”) angegriffen werden, und ich in einer ausführlichen historischen Behandlung des Problems”) nicht mehr auf diesen Vortrag Bezug nehmen konnte, soll im folgenden kurz auf diese Darlegungen ein- gegangen werden. Man mache sich einmal die Tragweite dieser Ideen an dem auf S. 333 in Fig. 2 beigegebenen Profil durch die Bohrungen bei Rolfsbüttel klar. Wir sollen uns in einer Zeit nach Ablagerung des Albiens und vor Transgression des Senons einen tektonischen Sattel ausgebildet denken, welcher bei einer Breite von ca. 2 km einige 100 m über die heutige Erdober- fläche herausgeragt hat, wie eine Rekonstruktion des Profils ergibt. Dieser im weiten Flachland ganz für sich allein auf- ragende Sattel platzte oben zu einer nicht weniger als andert- halb Kilometer breiten Spalte‘), in welche nun nicht etwa von oben die Schichten hineinsinken, sondern in welcher von unten her aus kolossalen Tiefen der permische Salzbrei herausquillt. Da die salinare Eruptionsspalte dicht unter der Oberfläche noch 1!/, km breit geklafft haben soll, so ist nicht einzusehen, warum sich die Salzlava nicht deckenförmig über Tage aus- gebreitet hat?). ') E. HARBoRT: Zur Geologie der nordhannoverschen Salzhorste. Diese Zeitschr. 1910, S. 326 ff. 2) Über autoplaste Formelelemente usw. Diese Zeitschr. 1910, S. 113 ff. 3) R. LacumAnn: Der Salzauftrieb. Geophysikalische Studien über den Bau der Salzmassen Norddeutschlands. Erste Folge. Halle 1910. *) Bei Lüneburg und Ain Hadjera (Algier) würde diese „Spalte* aus einem kreisrunden Loch von über 1 km Durchmesser bestehen! 5) In der Tat hat bereits 1851 Fr. A. von ALBERTI bei seiner auf ähnlichen Vorstellungen aufgebauten „Akromorphen“-Theorie diese sonderbare Konsequenz gezogen. Vgl.: Der Salzauftrieb S. 10—18. Diese auf die Spitze getriebenen plastizitätstektonischen Anschauungen können nun unmöglich die Grundlage bilden für die Analyse des norddeutschen Tiefland-Felsgerüstes. In dem- selben Niveau, in dem durch Tangentialdruck die Salzmassen verflüssigt sein sollten, suchen wir in den Kreideschichten vergebens nach den Wirkungen eines, wenn auch noch so ge- ringen, horizontalen Faltungsdruckes. Der Salzstock ist meilenweit von ungestörten Schichten umgeben, und die an ihm erfolgte Aufrichtung der Kreide weist in mechanischer Hinsicht nicht auf antiklinale Faltung, sondern auf Schleppung und Senkung. Vor allem aber widerstrebt es unserer lebendigen Anschauung, diese Steinsalzmassen, deren gewaltige innere Standfestigkeit uns ein Blick in jedes Salzbergwerk beweist, an dieser Stelle, nicht etwa in ungeheuren Tiefen — wie es die HeiMsche Theorie von der latenten Plastizität postuliert, sondern nur wenige 100 m unter der senonen Erdober- fläche oder gar über Tage — als flüssigen Körper zu denken wie ein vulkanisches Magma. Das Steinsalz ist als Gebirge bei wirklichen mechanischen Beanspruchungen ein eminent spröder Körper, und die Eikzemtheorie weist den logischen Fehler nach, der sich bei der Übertragung der interessanten Rınn&schen Experimental- ergebnisse auf die Verhältnisse in der Natur eingeschlichen hat; sie legt nur eine Figenschaft des Steinsalzes zugrunde, welche es unter allen Umständen vor den sonstigen Baustoffen der Erdkruste auszeichnet, nämlich seine leichte Löslichkeit; sie versucht nicht, wie HARBORT S. 339 meint, durch Volumen- vermehrung, etwa wie bei der Bildung von Gips aus Anhydrit, das Heraustreiben von Salzstöcken zu erklären, sondern durch ein langandauerndes, gesetzmäßig wirkendes und wieder unter- brochenes Widerspiel von kontinentalen Senkungen der Erd- haut und vertipolaren Wanderungen der Salzmassen (Ekzeme). Schon das Vorkommen des nach der HARBORTschen Profil- zeichnung ca. 100 m mächtigen Gips- und Anhydrithutes macht der tektonischen Theorie außerordentliche, vielleicht unüber- windliche Schwierigkeiten. Daß die horizontale Hutplatte schon innerhalb des Salzganges im Kreidehügel vor der senonen Transgression ausgebildet war, ist auf Grund nachfolgender Erwägung ausgeschlossen: Da für die Mächtigkeit der Hut- platte nur die Residuen des Salzgebirges und nicht die ver- kittenden Zusätze in Frage kommen, da ferner die vorliegenden Zechsteinschichten auf 100 m Steinsalz 5—6 m Anhydrit ent- halten, so müßte der Gangteil, dessen Residuen dieser Hut darstellen soll, noch fast 2000 m über den heutigen Ausbiß Warz In I I ig hinausgeragt haben. Man wird aber doch zugeben, daß die Existenzmöglichkeit eines so beschaffenen Kreidegebirges von alpinen Höhendimensionen, nur aus einer isolierten Antiklinale bestehend und so hoch wie breit, unbedingt negiert werden muß und auch dem Profil widerspricht. Und dabei müßte noch die präsenone Erosion bei Einnivellierung dieses phan- tastischen Faltungsgebildes just über den Gips-Gangresiduen halt gemacht haben, und ebenso in Fallersleben die Keuper- erosion, in Walbeck diejenige vor Ablagerung der Münder Mergel! Bei Hänigsen spielt das Tertiär über Anhydrit und bei Wietze das Diluvium die gleiche Rolle. Kann somit vor der senonen Transgression die Bildung der fraglichen Hutmassen nicht erfolgt sein, so ist während derselben eine submarine Ausscheidung — und nun gar von Anhydrit — einfach indiskutabel. Nach der Ekzemtheorie sind im vorliegenden Falle die Anhydritmassen zur Ablagerung gekommen seit der Zeit der senonen Transgression, welche über blankes Steinsalz erfolgte. Die Durchwässerung der senonen Schichten regte nach dem chemisch-physikalischen Prinzip der „recristallisation“ (VAN Hıse) den Salzauftrieb an, bei welchem unter der senonen Decke eine Absonderung des schwerlöslichen Calciumsulfats erfolgte, dessen Mächtigkeit uns als Beweis dafür gilt, daß seit der Transgression der oberen Kreide ein liegendes Stein- salzprisma von etwa 2000 m Dicke nach Auftrieb gelöst wurde. | Endlich sucht HARBORT die Bedeutung der von FULDA als „Salzspiegel” bezeichneten Gleichgewichtsebene dadurch herabzumindern, daß erhebliche Niveaudifferenzen vorkommen sollen bei diesen Flächen, unter denen durchweg mit Bohrungen und Schächten das Steinsalz horizontal angefahren wird. Nach meinen bisherigen Ermittelungen beträgt die höchste Differenz Thiede-Lübtheen noch keine 300 m, und was will das besagen bei einem Phänomen, das sich auf ein Gebiet von Franken- hausen bis Verden und Hohensalza erstreckt! Auch z.B. in der Schweiz bildet die Horizontbeständigkeit der Salzmassen ein besonderes Problem!). Ein Problem, das bei uns um so weniger durch natürlichen Ausbiß zu erklären ist, weil in diesem Niveau nicht nur die Kreide, sondern auch ältere mesozoische Schichten, Tertiär und Diluvium mit großer Regelmäßigkeit und teilweise unmittelbar beieinander (Allertal) das Zechsteinsalz überlagern. !) VERLOOP: Nordschweizerische Salzlager. Diss. Basel, 1909. ==. DUN > — Wenn man die Schwierigkeit einer Erklärung dieser Tat- sachen auf rein geologischem Wege zugesteht — und um zu diesem Zugeständnis zu kommen, bedarf es nur eines Hinweises auf die wohl kaum gefundene, jedenfalls gesuchte Lösung des Allertalproblems durch SCHMIERER!) — und mit einem Physiker über das Phänomen spricht, so wird man, wie es auch mir ergangen ist, seiner sofortigen Vermutung begegnen, daß man es mit einem chemisch-physikalischen Gleichgewicht zu tun hat, und es steht zu hoffen, daß die Deutung dieses Gleich- gewichts, welche in der zitierten Abhandlung in einer späteren Fortsetzung ausgeführt werden soll, im großen und ganzen die Zustimmung der Berufenen erlangen oder bessere physikalische Deutungen veranlassen wird. Es sei noch erlaubt, im Anschluß an den letzten HARBORTschen Einwurf einen Vergleich auszuführen, der vielleicht imstande ist, für ein Weiterforschen im Sinne der neuen Behandlungsart zu werben. Bei tieferem Eindringen in die chemisch-physikalischen Probleme der Deformation der Salzlagerstätten mehren sich die Vergleichspunkte zwischen den autoplasten Bewegungs- erscheinungen von großen Salzmassen und Eismassen’). So wie die Gletscherbewegung reguliert wird durch das Gefälle der akkumulierten Schneemassen nach dem Schmelzbezirk hin, so wird die Salzmassenbewegung bestimmt durch den Salz- auftrieb, welcher die saliniıschen Sedimente aus der Zechstein- zeit der Grundwasserlösung und dem Kreislauf des Meeres zurückgibt. Der physikalische BewegungsprozeB wird „Re- gelation“ beim Eis, der vollkommen analoge Vorgang „Re- krystallisation“ beim Salz genannt. Den Gletschern entsprechen die Ekzeme, dem Gletscherende der Salzspiegel. Das letztere sind die Gleichgewichtsebenen, in denen sich Stoffzufuhr und Lösung bzw. Schmelzung paralysieren. Auch treten bei ge- wissen gesetzmäßigen Erweiterungen von Ekzemen Kontakt- schliffe am Nebengestein und Verfrachtungen von Neben- gesteinsbrocken im auftreibenden Salz ein, welche den Vergleich mit Gletscherschliffen und Grundmoränen geradezu heraus- fordern. Nach dem Auftrieb solcher schuttgetränkten Salz- massen kommt das unlösliche Nebengestein über dem Salz- spiegel genau in der Form der Blockpackung bei Endmoränen !) Tu. SCHMIERER: Zur Tektonik des oberen Allertals. Diese Zeitschr. 61, 1909, Monatsber. S. 512 ff. ?) Diese Analogie hat bereits 1852 ein österreichischer Salinen- beamter namens Font zur Erläuterung der Lagerungsverhältnisse in den siebenbürgischen Salzstöcken herangezogen. — 601 — zur Ablagerung. Die derart gebildete, sagen wir einmal „salinare Endmoräne“, welche man beim Abteufen des Schachtes „Deutschland“ bei Hannover durchfahren hat, besaß über 150 m Mächtigkeit! Im Rahmen dieses Bildes würden die HARBORTschen tektonischen Anschauungen etwa besagen, daß man den Gletscherluß durch einen Druck der einschließenden Fels- wände auf das plastische Gletschereis erklären müsse, und die Deutung des Salzspiegels durch natürlichen Ausbiß würde, glazialphysikalisch ausgedrückt, etwa besagen, daß die Lage der meisten Gletscherenden zwischen 2000 und 2500 m in den Alpen lediglich durch die Erosion der Flußsysteme hervor- gerufen wird. 48. Schlußwort zur LEPSIUSschen Kellerwald-Kritik. Von Herrn A. DENCKMANN. Zurzeit Siegen, den 25. August 1910. Im Heft 3!) dieser Monatsberichte habe ich nachgewiesen, daß R. LEPSIUS hinsichtlich meiner Arbeiten über das Silur des Kellerwaldes usw. die Berechtigung zu einer Kritik?) zu haben geglaubt hat, 1. ohne sich der Mühe unterzogen zu haben, die ein- schlägige Literatur, namentlich meine speziellen Arbeiten über das Silur, kennen zu lernen; 2. ohne den Kellerwald, der im wesentlichen in Frage kommt, auch nur oberflächlich zu kennen; 3. ja, ohne darüber orientiert gewesen zu sein, welche Tiergattungen in silurischen Sedimenten vor- kommen dürfen, und welche nicht! — Wenn jemand, der den stolzen Titel des Vaters einer „Geologie von Deutschland“ für sich in Anspruch nimmt, sich ı) R.Leprsıus: Über Denckmanns Silur im Kellerwalde, im Harze und im Dillgebiete. Eine Entgegnung von A. DEncK- MANN, 2.2. O., S. 221—227. 2) Über Desckmanns Silur im Kellerwalde, im Harze und im Dillgebiete. Notizblatt des Vereins für Erdkunde. Darmstadt. IV. Folge, Heft 29. 1908. S. 26ff. u A. — bei seinen Ausfällen gegen Fachgenossen derartige Blößen gibt, so sollte man meinen, er hätte hinreichende Veranlassung, sich über die goldenen Brücken zurückzuziehen, die ihm durch die rein sachliche Behandlung der Angelegenheit von seiten des Gegners gebaut worden sind. R. LEPSIUS denkt anders hierüber. Er schüttelt die erhaltenen Schlappen von sich ab und dreht den Spieß einfach um, indem er den ihm von mir gemachten Vorwurf zurückschleudert, daß mit allgemeinen Redewendungen nicht die Lebensarbeit eines ernsthaften Geo- logen aus der Welt geschafft werden kann. Derselbe R. LEPSIUS beschränkt im übrigen seine Replik!) im wesentlichen darauf, daß er das früher Behauptete erneut behauptet oder, unter vorsichtiger Verwertung einiger der ihm erteilten Zurecht- weisungen, paraphrasiert. Meinem persönlichen Geschmacke widerstrebt es, auf diese Kampfesweise einzugehen. Ich be- schränke mich darauf, einige sachlich wesentliche Punkte aus der LePpstusschen Replik herauszugreifen, zu denen mir der Vorstand der Deutschen Geologischen Gesellschaft freundlichst ein Schlußwort gestattet. Im übrigen werden mir einige neue Aufschlüsse im Kellerwald-Silur demnächst Gelegenheit geben, auf die Sache erneut einzugehen. 1. Zunächst ist es nötig, nochmals auf einige wichtige Daten der Geschichte des Bruchberg-Quarzits und des Wüste- garten-Quarzits zurückzukommen, mit der sich LEPSIUS an- scheinend immer noch nicht befreunden kann. Der Bruchberg-Quarzit ist von F. A. RÖMER als Carbon aufgefaßt worden. Der als stratigraphischer Petrograph äußerst feinfühlige WUERTENBERGER hat die Identität beider Sediment- folgen zuerst erkannt und hat dem Quarzite des Wüstegartens im Kellerwalde RÖMERSs stratigraphische Deutung des Harzer Quarzits gegeben. K. A. LossEen hat auf Grund seiner um- stürzenden, aber unzulänglichen Unterharz-Stratigraphie dem Bruchberg-Quarzite seine stratigraphische Stellung über dem „Haupt-Quarzit“ gegeben, hat ihn also in das Hangende der Oberkoblenz-Fauna des Unterharzes verlegt. M. KocH hat nachgewiesen, daß der Bruchberg-Quarzit -von Ilsenburg in Form der Überschiebung die Oberkoblenz- Fauna und die tief unterdevonische „Hercyn“-Fauna des Kloster- holzes überlagert, daß er also älter sein muß als die beiden genannten Faunen. Über meinen und ERDMANNSDÖRFFERS D) R. Lersıus: Nochmals das Silurim Kellerwalde. Diese Monatsberichte 19107 8: 873—574. Far en b05 Er Anteil an der Geschichte des Bruchberg-Quarzits verweise ich auf die Darstellung ERDMANNSDÖRFFERS!). K. A. Lossen, M. KocH, DENCKMANN, DBEUSHAUSEN, ERDMANNSDÖRFFER, sie alle haben WUERTENBERGERsS Iden- tifikation des Bruchberg-Quarzits mit dem Quarzit des Wüste- gartens im Kellerwalde anerkannt. (Lepsıus macht hierin eine Ausnahme, ohne seine abweichende Auffassung wissen- schaftlich zu begründen.) Keiner von den genannten Autoren hat beweisende Faunen in diesem (uarzite nachgewiesen. Wie kommt nun aber R. LEPSIUS dazu, zu verlangen, daß die fraglichen Quarzite „als devonisch bestehen bleiben“? Wenn jemand, wie LEPSIUS in seinen neuesten kritischen Ein- griffen tut, sich mit dem Prinzip zu decken sucht, daß nur beweisende Petrefaktenfunde zur Änderung einer einmal in die Literatur eingeführten Auffassung berechtigen, so muß er doch konsequenterweise den Bruchberg-Quarzit nicht nach der Lossenschen Auffassung benennen, sondern nach der F. A. RömeErschen. Er muß also verlangen, daß der fragliche Quarzit als carbonisch aufgefaßt wird. Ich muß gestehen, daß mir die kühne Idee F. A. RÖMERs, den Quarzit als (nach unseren heutigen Begriffen diskordant aufgelagertes) jüngeres Carbon aufzufassen, nicht wenig imponiert hat, zumal da ähn- liche Gesteine im flözleeren Sandstein der Gegend von Aachen usw. tatsächlich nachgewiesen sind. Bis zu einem gewissen Stadium meiner Untersuchungen im Kellerwalde war hier eine Möglichkeit gegeben, den Quarzit anderswo als in der Unterlage des Devons unterzubringen. Daß der Bruchberg-Quarzit in das von RÖMER richtig erkannte, durch LOSSEN usw. wieder völlig verwirrte Devon- Profil der Grenzgebiete zwischen Ober- und Unter-Harz nicht hineinpaßt, das hat der große FRIEDRICH ADOLPH sehr richtig erkannt, und das muß jedem einleuchten, der in die Stratigraphie des Harzes wirklich eingedrungen ist. 2. Immer wieder ertönt bei R. LEPSIUS das Lied von der Unzulänglichkeit der Aufschlüsse im Kellerwalde. Dabei entwickelt er aufs neue das bereits in seiner ersten Streit- schrift bekundete persönliche Mißgeschick, daß er wider Willen seine völlige Unkenntnis der einschlägigen Literatur verrät, je weiter er sich auf erneute Replik einlassen zu müssen glaubt. Am Schlusse seiner Replik sagt LEPSIUS wörtlich folgendes: „. . Zweitens aber daher, und zwar hauptsächlich, !) O0. H. ERDMANNSDÖRFFER: Zur Stratigrapbie des Bruchberg- Ackersilurs im Oberharze. Diese Monatsberichte 1910, Nr. 3, S. 227—230. — 004 daß die außerordentlich starken und häufigen Überschiebungen, Auswalzungen und vVerquetschungen') des präcarbonischen Faltengebirges, wie wir sie aus den guten Aufschlüssen im Harze kennen, nicht erkannt und auf keine Weise auf längere Strecken hindurch verfolgt werden können.“ Als ich diesen Satz las, geriet ich doch einigermaßen außer Fassung. Also dem Verfasser der „Geologie von Deutsch- land“ ist nichts davon bekannt, daß die Fortschritte, die die Stratigraphie und die Tektonik des Palaeozoicums im rheinischen Schiefergebirge und im Harze in den neunziger Jahren des vorigen Jahrhunderts gemacht haben, nicht unwesentlich auf den Resultaten von Arbeiten?) beruhen, denen das speziellste Studium und die spezielle Kartierung (im Maßstabe 1:5000) der wundervollen Aufschlüsse einiger im Kellerwalde gelegenen Gebiete zugrunde liegen. Dem Autor der „Geologie von Deutschland“ ist es unbekannt geblieben, daß ich der erste bin, der die Schuppenstruktur in einem speziellen paläozoischen Gebiete Deutschlands, nämlich im Kellerwalde, in wundervoll klaren Aufschlüssen auf speziellster geologischer Karte und vermittelst intensivster paläontologischer Beweise”) nachgewiesen hat. Es ist ihm unbekannt geblieben, daß meine Resultate die fruchtbare Anregung gegeben haben zum eifrigen Suchen und Auffinden von ähnlichen tektonischen Verhältnissen in den dem Keller- walde analog gebauten Gebieten des übrigen Rheinischen Schiefergebirges und des Harzes! — Angesichts der ungeheuerlichen Blöße, die LEPSIUS sich hier gegeben hat, ist es vielleicht gestattet, folgenden Ver- dacht auszusprechen: R. LEPSIUS hat einen Teil seiner Kennt- nis der Literatur des deutschen Palaeozoicums nicht aus den Original-Quellen geschöpft, sondern aus EMANUEL KAYSERS Geologischer Formationslehre. I) sic: ... (Anmerkung des Verfassers.) 2) A. DEnckmann: Zur Stratigraphie des Oberdevons im Kellerwalde und in einigen benachbarten Devongebieten. Jahrbuch der Geologischen Landesanstalt 1894. Hierzu eine Karte der devonischen Kalke von Wildungen im Maßstabe 1:20 000. Vergleiche auch die Blätter Kellerwald und Gilser- berg. Lieferung 116 der geologischen Spezialkarte von Preußen. ®) Vergleiche die auf der zitierten Karte des Wildunger Devons eingetragenen Fundpunkte von leitenden Versteinerungen. Erklärung zu der Texttafel zu S. 526. Naosaurus Oredneri IK. aus dem Mittleren Rotliegenden von Nieder-Häßlich bei Dresden. Etwa °/, natürlicher Größe. Original in der Königlich Sächsischen Geologischen Landesanstalt in Leipzig. Zu Seite 596. Naosaurus Credneri JKL. Lichtdruck von Albert Frisch, Berlin W 35, Monatsberiehte Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr. 11. 1910. Protokoll der Sitzung vom 2. November 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und erteilt Herrn JAEREL das Wort zu seinem Vortrage. Herr 0. JAEKEL-Greifswald sprach über ein diluviales Bruchsystem in Norddeutschland. Die Steilküste von Rügen zwischen Saßnitz und Stubben- kammer bildet ein viel umstrittenes Problem der Geologie Nord- deutschlands. Bekanntlich ist dort die oberste Kreide, deren ‚Schichtung durch Feuersteinbänke scharf gekennzeichnet ist, nicht horizontal und regelmäßig gelagert wie z. B. an der Südküste Englands, sondern in eine lange Reihe von Schollen zerstückelt, an deren Grenzflächen Diluvialschichten spitzwinklig eingekeilt sind. Die Frage war nun, ob diese Störungen tektonischer Art seien, oder ob sie durch den Druck des Inland- eises bewirkt seien. Ein Teil der Autoren, wie v. HAGENOW, BOLL, v. KOENEN, RuUD. und HERM. ÜREDNER, nahmen im wesentlichen tektonische Ursachen zur Erklärung der Störungen an, während diese von JOHNSTRUP, BEHRENDT, WAHNSCHAFFE, GEIKIE, PHILIPPI und anderen wesentlich auf den Eisdruck zurückgeführt werden, oder noch andere, wie COHEN, DEECKE, BALTZER, für eine Kombination beider Faktoren eintraten. Während die meisten der genannten Autoren die ziemlich komplizierten Lagerungsverhältnisse nur nach dem Besuch einzelner Stellen des Profils beurteilt hatten, war E. PhurLipp1‘) zuletzt eifrig bemüht gewesen, alle in Betracht kommenden Aufschlüsse in Jasmund zu studieren und das Problem sründ- ') E. PsıLıppı: Die Störungen der Kreide und des Diluviums auf Jasmund und Arkona (Rügen). Zeitschr. f. Gletscherkunde 121906. 321: (Hier ist auch die Literatur über diese Frage zusammengestellt.) 40 a — lich abzuhandeln. Auf dieser breiteren Grundlage erlangten seine Ergebnisse besonderen Wert und schienen seiner Ansicht gemäß tektonische Fragen in der Beurteilung der Profile gänz- lich auszuschalten. Die ganze Erscheinung konnte lediglich als gigantische Wirkung des Inlandeises erscheinen. Die Nähe von Greifswald ermöglichte mir, seit 4 Jahren die in Betracht kommenden Aufschlüsse in Rügen und Vor- pommern regelmäßig zu besuchen und auch ihre Veränderungen ständig zu kontrollieren, sowie auch das Steilufer der dänischen Insel Möen zum vergleichsweisen Studium heranzuziehen. Ich muß mich an dieser Stelle darauf beschränken, die Ergebnisse dieser Beobachtungen an der Hand der ausgestellten Profile kurz zusammenzustellen. War NO Rıg. 1. Schematisches Profil der Kreide und Diluvialschichten am Steilufer von Jasmund. A durch Feuersteinbänke geschichtete senone Mucronatenkreide. B untere Geschiebemergel. C untere interglaziale Sande. D oberer Geschiebemergel mit Kreideschollen und vielen Feuersteinen. Das hier vorläufig schematisch gezeichnete Profil erlaubt meines Erachtens nur eine Deutung: Die beim Anrücken des ersten Inlandeises horizontal gelagerte obere Kreide (A) wurde durch das Eis kaum nennens- wert beeinflußt. Der unterste Geschiebemergel liegt ihr kon- kordant auf. Die Ablagerung der unteren Sandschichten (C) erfolgte in dem ganzen beobachteten Gebiet so gleichartig, daß sie nicht subglazialen, sondern interglazialen Ablagerungen an- gehören dürften. Der mächtigere Geschiebemergel der zweiten Eiszeit störte weder die Kreideschichten noch die darauf ab- gelagerten Sande und Geschiebemergel. Er schritt ebenfalls horizontal über diese hinweg. Dann folgte eine zweite, größere Abschmelzperiode, in der die mittleren Sande in größerer Masse und geringerer Regelmäßigkeit aufgeschüttet wurden. a a Nun folgte eine gewaltige tektonische Zerrüttung des ganzen Landes. Auf NW—SO verlaufenden langen Bruchflächen senkten sich breite Streifen des Landes unter zahlreichen Staffel- und Querbrüchen (Blattverschiebungen) ein, während andere als Staffelhorste stehen blieben. Jasmund, Arkona und andere Inselkerne von Rügen sind solche Staffelhorste. Ersterer be- sitzt etwa folgenden Querschnitt. Lietzow Sargart Saßnitz Fig. 2. Schematisches Profil durch Jasmund zwischen Lietzow und Saßnitz. Auf die vertikal dislozierten Staffelhorste wirkte ein starker Seitendruck, so daß die seitlichen Staffeln von den mittleren, höher vorgetretenen seitwärts überschoben wurden. In den einzelnen, durch Blattverschiebungen dislozierten Schollen ent- standen Stauungen, die nicht selten zu Faltungen der ziemlich “ plastischen, leicht nach oben ausweichenden Kreideschichten und in der Regel zu einer Überschiebung der horsteinwärts gelegenen Staffeln führten. Die überschobenen Teile der ein- zelnen Schollen sind dabei auf der Bruchfläche geschleppt und zum Teil wohl auch wegen ihrer Plastizität seitlich vorgequollen oder allmählich umgesunken. Die dritte Vereisung fand nun ein sehr zerrüttetes Terrain vor und übte auf dessen Erhöhungen eine starke Preß- und Hobelwirkung aus. Dieselbe wurde dadurch besonders intensiv, weil die Staffelhorste mit ihren dammartig vortretenden Zügen der Stoßrichtung des Eisrandes ungefähr senkrecht vorgelagert waren, also den stärksten Widerstand entgegensetzten, ihrer- seits aber durch ihre Zerstückelung keine bedeutende Festig- keit besaßen. Die an den Staffeln nach Osten vortretenden Ränder wurden am stärksten mitgenommen, ihre -Diluvial- bedeckung gänzlich abgehobelt, desgleichen große Kreideschollen fortgeschleppt und mit den abgehobelten Teilen der älteren Diluvialschiehten und mit der neuen Grundmoräne vermengt. Die schon vorher an den Außenkanten der Schollen geschleppten und übergesunkenen Kreideschichten wurden unter dem fort- gesetzten Druck des Eises noch mehr in Unordnung gebracht. 40* — all —— Ganz ähnliche Verhältnisse wie das Ostufer Rügens zeigt das der Insel Möen, das schon vor sechzig Jahren von Cu. PUGGAARD, soweit die Tektonik in Betracht kam, durchaus im gleichen Sinne gedeutet war'). Das hier vorgelegte neue Profil des Ostufers zeigt im südlichen Teil “die tektonische Isolierung der einzelnen Schollen sehr deutlich; weiter nördlich nach der Mitte zu sind diese Schollen enger aneinander ge- schoben und in ihrer Lagerung viel mehr gestört. Steil auf- ragende Klinten, die unseren Wissower Klinten in Rügen entsprechen, verdanken ihre scharfen Formen einer steilen Auf- richtung der Schichten. Die älteren Diluvialschichten sind hier in derselben Weise wie in Rügen zwischen die Staffel- schollen eingepreßt. Der untere Geschiebemergel ist auch hier nur 2—3 m mächtig, ebenso die darüber folgenden unteren Saude, während der zweite oder Hauptgeschiebemergel mächtiger als in Rügen zu sein scheint. Auch die mittleren Sande scheinen besonders im Sandfeld nördlich vom Sommerspir bedeutende Mächtigkeit zu erlangen. Der in der Mitte des Ostufers gelegene Königinstuhl, der Dronningestol, besteht aus einer doppelten Auftürmung überschobener Schollen, deren Schichten zum Teil so stark aufgerichtet sind, daß sie, fast in ihren Schichtflächen angeschnitten, sehr unregelmäßige An- ordnungen der Feuersteinlagen zeigen. Auf den Überschiebungs- flächen ist das Diluvium zum Teil ganz verquetscht, bisweilen sind große hohle Klüfte zwischen den Schollen übriggeblieben und gegenwärtig durch den Steilabsturz angeschnitten. PUGGAARD: hatte diese tektonischen Störungen auch in das Innere der Insel verfolgt und dessen gegenwärtige Oberfläche aus jenen Disloka- tionen erklärt. Sölleartige Einsenkungen deutet er als Einsturz- trichter auf den Kreuzuägsstellen größerer Bruchflächen. Eine solche Abhängigkeit der Oberflächenformen von jenen spätdiluvialen Störungen scheint mir auch in Rügen an vielen Orten nachweisbar. Unter Hügeln zeigt die Kreide eine der Hügeloberfläche entsprechende Aufwölbung. Bruchflächen mit. eingekeilten Diluvialschichten bilden langgezogene Vertiefungen, die mit Wasser erfüllt oder versumpft sind. Solche Erschei- nungen sind namentlich an der westlichen Abdachung von Jasmund in zahlreichen, zum Teil neuen Aufschlüssen sehr deutlich zu beobachten. | !) CHRISTOPHOR PUGGAARD: Geologie der Insel Möen, eine Unter-- suchung über die Umwälzungen der Kreide und der Glazialbildung sowie- über die quaternären Ablagerungen und die erratischen Blöcke dieser: Insel. Leipzig 1852. LU N nn In den übrigen Teilen Rügens, in denen die Kreide in wechselnder Tiefe erbohrt ist, zeigt das zutage tretende Diluvium äußerst unruhige Lagerungsverhältnisse.. Wenn wir auf diese die Erfahrungen übertragen, die wir in Jasmund gemacht haben, so müssen wir auch hier, soweit die älteren Geschiebemergel und Cyprinentone in Betracht kommen, starke Verwürfe und Stauungen nach ihrer Ablagerung annehmen. Die durch zahl- reiche Bohrungen am Leuchtturm von Hiddensoe genau fest- gestellten, von CH. ELBERT beschriebenen Lagerungsverhältnisse lassen sich schwerlich durch glaziale Stauungen erklären. Diese betrafen offenbar auch hier nur die bereits gestörten Schichten. In Pommern treten an vielen Stellen größere Partien älteren Gesteins, Tertiär-, Kreide- und Juraschichten, unvermittelt aus der Tiefe heraus, und größere und kleinere Schollen dieser in Pommern anstehenden Gesteine sind in jüngere Diluvialschichten verschleppt. Haben wir irgendeinen Grund, diese Vorkomm- nisse anders zu beurteilen als die oben besprochenen? Ich glaube das nicht. Nördlich von Grimmen taucht Lias in weichen Tonschichten, ähnlich wie in Dobbertin in Mecklenburg, horst- artig aus der Tiefe heraus. Wäre ein solcher Horst schon im Beginn des Diluviums dort gewesen, so würden diese weichen Schichten einem dreimaligen, lange andauernden Eisstoße schwer- lich standgehalten haben. Westlich von Grimmen sind diluviale Sandschichten mit sehr wenig Feuersteinen, also wahrschein- lich Sande der mittleren Abschmelzperiode, sehr regelmäßig schräg geneigt 24 Schritt weit gut aufgeschlossen. Ihre Lage- rung ist nur verständlich, wenn wir annehmen, daß sie auf einer festen Unterlage, also einem Sockel älteren Gesteins, in diese geneigte Lage gebracht sind. Sie liegen auf einem Höhen- zuge, neben dem in langgezogenen Einsenkungen Salzquellen heraustreten, die offenbar, wie schon DEECKE betont hat, auch hier permischen Salzlagern entstammen dürften. Solche Salz- - quellen sind in Pommern!) sehr verbreitet und nach DEECKES Feststellungen an bestimmte, NW—-SO verlaufende Züge ge- bunden. Sollten sie selbst und ihr Verhältnis zu den älteren Gesteinen anders liegen als in westlicheren Teilen Nord- deutschlands, wo kürzlich HARBORT auf diese Zusammenhänge hinwies und die Lagerungsverhältnisse der älteren Schichten als Horste auffaßte? Ostwärts sind in Pommern solche Horste I) Vgl. Deecke: Die Solquellen Pommerns. Ein Beitrag zur Heimatskunde. Greifswald 1898; ferner in Geologie von Pommern, S. 26. Berlin, Gebr. BORNTRÄGER, 1906. nl — von Jura-, Kreide- und Tertiärschichten bis nach Hinter- pommern hinein zu verfolgen. Es ist sehr bemerkenswert, daß fast in jedem derartigen Block andere Schichten die jetzige Oberfläche bilden, denn diese auffallende Erscheinung ist wohl nur damit zu erklären, daß diese Blöcke verschieden hoch lagen und bis auf ein Niveau abgetragen wurden. Ihre Lage- rung z. B. in Lebbin zeigt zum Teil ganz gleiche Lagerungs- verhältnisse wie in Rügen und Möen, an anderen Orten zeigen sich große Verschleppungen aufgerichteter Horste (Jura- und Kreideschollen) nach Südwesten (vgl. die von WAHNSCHAFFE beschriebenen Profile von Finkenwalde). Alle diese Horste können wohl erst in jungdiluvialer Zeit entstanden sein. Es ist sehr unwahrscheinlich, daß die isolierten Horste, die südlich von Pommern in der Mark Brandenburg, in Westpreußen und Posen aus der Tiefe bis zur Oberfläche herausragen, anderer Entstehung sind als die genannten pommerschen, deren Lagerungsverhältnisse klarer zutage treten. Auch das klassische Rüdersdorf mit seinem Muschelkalk- rücken würde danach erst vor der letzten Vereisung aus der Tiefe hervorgetaucht sein; seine Schrammen und Gletscher- töpfe, seine Lokalmoräne wären hiernach nur durch die leizte Vereisung entstanden. Die südwestlich verlaufenden Ein- senkungen, die zum Teil mit Seebecken gefüllt sind, würden zeigen, daß die Bruchlinien sich hier mit andern Systemen kreuzten und die Horste in schmalen Streifen zu Staffelhorsten zerlegten. Auch im Muschelkalk würde aus dem verschiedenen Streichen der Schichten auf eine Zerstückelung des Horstes zu schließen sein. Wenn wir aber die Horste älteren Gesteins auf jenes diluviale Bruchsystem zurückführen, dann müssen wir folge- richtig auch bei den vielen kleineren Depressionen der nord- deutschen Tiefebene vor allem die Frage aufwerfen, ob sie nicht ebenfalls als Staffelsenken jenes Verwerfungsphänomens zu deuten sind. Andererseits würden wir nicht ohne weiteres jede Erhöhung als glaziale Aufschüttungsmasse ansprechen können. Die vorstehenden Tatsachen und Auffassungen wider- sprechen zwar den allgemeinen, aber durch nichts begründeten Annahmen, daß seit dem Tertiär keine bedeutenderen Störungen in unserer Erdkruste eingetreten seien, aber sie stehen im Einklang mit den Beobachtungen, die viele Geologen in Nord- deutschland gemacht haben, und mit den Auffassungen, die ver- schiedene von ihnen zur Erklärung derartiger Erscheinungen geäußert haben. So hat RUD. CREDNER in seiner Inselstudie ROHR über Rügen, CH. PUGGAARD in seiner älteren Arbeit über Möen die Tektonik schon in obigem Sinne aufgefaßt. Daß PUGGAARD die älteren Geschiebemergel noch in das Tertiär zog, hat auf den Kern des tektonischen Problems keinen Einfluß, ebenso- wenig, daß RUD. CREDNER in tektonischen Konstruktionen weiter ging und in Jasmund die Bedeutung der glazialen Ablagerungen höher bewertete, als nach den Beobachtungen anderer wahrscheinlich ist. Auch DEECKE hat, nament- lich zuletzt in seiner Geologie von Pommern (S. 288), die Tektonik des Jasmunder Steilufers in freilich nur kurzen Andeutungen im obigen Sinne aufgefaßt, wenn er auch die hier hervortretenden Erscheinungen als kleineres Teilphänomen größerer, seit dem Perm wirksamer Gebirgsbildungen betrachtet und ihnen dadurch einen großen Teil ihrer besonderen Be- deutung entzieht. Er rechnet offenbar mit der Wahrschein- lichkeit, daß die meisten Störungen, die sich in der nord- deutschen Tiefebene bemerkbar machen, wesentlich älteren Phasen der Erdgeschichte angehören, also mit dem hier be- sprochenen Ereignis nicht in Konnex zu bringen sind. Es scheint mir aber gerade das wesentlichste, daß wir in unseren äußerst klaren Profilen an der Ostsee nichts von älteren me- sozoischen oder tertiären Störungen gewahr werden, und daß wir also zunächst jenes diluviale Bruchsystem für beobachtete Störungen verantwortlich machen. Ähnliche Anschauungen wie DEECKE vertrat auch E. GEINITZ, der in Mecklenburg sieben durch Bruchsysteme gesonderte Züge im Untergrunde des Diluviums nachweist, deren Streichen unseren Bruchlinien ent- spricht. Seit Dezennien hat A. JENTZSCH in Ostpreußen, Lüneburg und anderen Orten auf die großen Unebenheiten im Untergrunde der Diluvialbedeckung hingewiesen, und wenn man die neuere übersichtliche Zusammenstellung der Bohr- resultate in Norddeutschland in F. WAHNSCHAFFEs Geologie des Quartärs durchsieht, findet man in allen Gebieten die weitere Bestätigung von Dislokationen. G. MÜLLER konnte in der Uckermark, bei Lauenburg Brüche nur als interglazial deuten und ihnen eine große Bedeutung für die Bildung der dortigen Oberfläche zuschreiben. Auch die „postoligo- cänen“ Bruchsysteme im nordwestlichen Deutschland, die Herr A. v. KOENEN mit seinen Schülern untersucht und über weite Gebiete, ja bis in die Alpen hinein verfolgt hat, könnten ebenso wie Dislokationen, die TH. WEGNER kürzlich von der Tertiärmulde bei Doberg beschrieb, mit den oben besprochenen zeitlich und tektonisch zusammenfallen. Wir werden unser Augenmerk auf die Frage richten müssen, ob die Bruchsysteme = am Harzrand, die noch die oberste Kreide gestört haben, gleich nach deren Ablagerung erfolgten, wie allgemein an- genommen wird. Man spricht auch von tertiären Brüchen, und WAHNSCHAFFE nimmt an, daß unsere jüngeren tertiären Ablagerungen das sehr dislozierte Land eingeebnet hätten. Aber die breite Ausdehnung gleichartiger Sedimente des Ter- tiärs in Norddeutschland spricht nicht dafür, daß dessen Wasser so große Niveauunterschiede vorfanden, und auch unsere relativ jungen Braunkohlenbildungen weisen an vielen Stellen auch da, wo kein Gletscherstrom auf sie eingewirkt haben kann, weitgehende Störungen auf, die bei ihrer großen Plastizität und oberflächlichen Lage sich zumeist in Faltungen umsetzten. Die diluvialen Brüche, die in neuerer Zeit von verschiedenen Geologen im Rheinland beobachtet sind, kommen ebenfalls in Betracht. Werfen wir noch einen Blick auf die Ausdehnung unserer Brüche nach Norden und Osten. In Schonen hat HENNIG die Bruchsysteme beschrieben, die dort in NW—SO-Richtung die obersten Kreideschichten scharf gegen das Palaeozoicum absetzen, und schon vorher hatte NATHORST solche gewaltigen Bruchsysteme Südschwedens in großen Zügen verfolgt. Herr Prof. BRÖGGER-Christiania teilte mir auf meine münd- liche Darlegung obiger Ergebnisse mit, daß er gelegentlich bei Aalborg Brüche in der Kreide beobachtet habe, die er nunmehr ebenfalls auf dieses Bruchsystem beziehen möchte. Er hatte, wie er mir sagte, von einer Beschreibung dieser Erscheinungen vorläufig Abstand genommen, weil ihm — wie wohl uns allen — so große tektonische Vorgänge im jüngeren Diluvium unwahrscheinlich waren. Herr DEECKE hat darauf hingewiesen, daß die große Verwerfungslinie, die in Bornholm Jura und Kreide an die paläozoischen Schichten anstoßen läßt, hercynischen Verlauf hat und somit in die gleiche Richtung fällt wie jene Brüche in Pommern. Herr TORNquIsT!) hat noch kürzlich in einer Studie über den Westrand des russischen Schildes auf die Ausdehnung dieser Grenzbrüche zwischen der sächsischen Scholle und der russischen Tafel hingewiesen, und bringt dabei die großen Bruchlinien im südlichen Schonen, den Bruch von Bornholm in einer NW—-SO-Linie über Köslın und Bromberg in Zusammenhang mit dem Nordostrand der !) A. Tornquist: Die Feststellung des Südwestrandes des baltisch- russischen Schildes und die geotektonische Zugehörigkeit der ost- preußischen Scholle. Mitteil. a. d. geolog.- paläont. Institut u. d. Bern- steinsammlung d. Univ. Königsberg 1908. a Lysa gora im südlichen Polen. TORNQUIST glaubt freilich, daß diese Brüche schon im Mesozoicum bestanden, und sucht diese Annahme mit faciellen Differenzen in den beiderseitigen Gebieten zu begründen. Seine diesbezüglichen Andeutungen!) scheinen mir aber mindestens bezüglich der Kreide mit der An- nahme allmählicher Übergänge in der Facies der mesozoischen Sedimente beider Gebiete vereinbar. Hiernach möchte ich die Frage aufwerfen, ob jene gewaltigen, von Schweden bis Süd- polen etwa 700 km langen Brüche nicht ebenfalls in diluvialer Zeit erfolgten und mit unseren in Pommern zeitlich zusammen- fallen. Die großen Schollen von Kreide, die in Ostpreußen im Diluvium schwimmen, sowie die NO—SW-streichenden Auf- sattelungen des samländischen Tertiärs, die @. BERENDT und A. JENTZSCH beschrieben haben, deuten darauf hin, daß die Störungen im Diluvium erfolgten und also aller- Wahrschein- lichkeit nach mit den weiter westlich vorliegenden ident sind. Allerdings ist wohl anzunehmen, daß die Intensität der dilu- vialen Abbrüche östlich der Weichsel abnahm, und daß sich insofern ein Unterschied Ostpreußens gegenüber der übrigen norddeutschen Ebene bemerkbar mache, aber für prinzipiell möchte ich diesen Unterschied nicht halten, da die bisher be- kannt gewordenen Erscheinungen im Untergrunde Östpreußens wohl am einfachsten durch dieselben Faktoren erklärt werden, die wir in den westlicheren Gebieten Norddeutschlands an- trafen. Die Richtung dieser Brüche ist ziemlich konstant von SO nach NW gerichtet. Die vielen Abweichungen von einfachen Bruchlinien erklären sich dabei durch Querbrüche und Blattverschiebungen infolge eines tangentialen Druckes nach der erfolgten Einsenkung langer Streifen. Inwieweit diese Querbrüche in das Erzgebirgische Streichen fallen, wird nach den diesbezüglichen Studien DEECKEs weiter zu ver- folgen sein. Wenn ich das Gesagte noch einmal zusammenfasse, so handelt es sich jedenfalls in Rügen nur um ein einziges, in sich abgeschlossenes tektonisches Ereignis, das sich unmittelbar vor der letzten Vereisung Norddeutschlands abspieltee Wir sehen dort keine Andeutungen früherer Vorstörungen oder tektonischer Nachschübe oder Beziehungen zu älteren Bruchsystemen. Noch weniger ist irgendeine Beziehung dieses Bruchsystems zu dem skandinavischen Inlandeis zu bemerken. -Zwei gewaltige Ver- eisungen sind, und namentlich die zweite, mit einer riesigen Belastung des Landes über die südbaltische, damals noch nicht 3, Ss 1. a, WIE, — eingesenkte Ebene geschritten, ohne auch nur eine nennenswerte Wirkung auszuüben. Erst als diese Eismasse abgetaut und, wahrscheinlich nach einer sehr langen Interglazialphase gänz- lich von unserem Boden verschwunden war, trat jenes gewaltige Ereignis ein. Auch das jetzt so gern angenommene Wieder- aufleben alter Brüche findet hier keine Stütze; dagegen ist natürlich nicht ausgeschlossen, daß dieses Ereignis in tieferen Zonen der Erdkruste vorbereitet wurde durch die größeren Er- eignisse, die sich im Tertiär in Westdeutschland abspielten. Die durch die Intensität ihrer vertikalen Bewegungen und die starken horizontalen Druckauslösungen gewaltige diluviale Katastrophe, die so nahe der Schwelle geologischer Gegen- wart erfolgte, muß auf die damalige Tierwelt und den Menschen der Eiszeit eine verheerende Wirkung ausgeübt haben; aber keine Mythe wie die Sintflutsage hat diese unvergleichlich entsetzlichere Katastrophe in der menschlichen Erinnerung fest- gehalten, trotzdem damals schon die Menschen ihre Steinbeile mannigfach formten, und Jäger und Fischer ihre Werkzeuge kunstvoll zurechtschnitten. Das spricht dagegen, daß jene spätdiluvialen Phasen mit urgeschichtlichen Perioden Vorder- asiens und Ägyptens etwa in zeitliche Berührung gebracht werden könnten. Die wahrscheinlich gewaltige Ausdehnung jener Störungen läßt vielleicht Rückschlüsse auf die Tiefe des Sitzes solcher Brüche der Erdrinde zu. Jedenfalls erinnert uns eine solche Erwägung daran, daß das große Erdbeben von Lissabon 1755 hier in Pommern sehr merkwürdige Relaiswirkungen in See- becken und Quellen hervorrief. — Ich habe den Eindruck, daß die hier vorgetragenen An- schauungen, die sich mit den Spezialbeobachtungen so vieler hervorragenden Geologen decken, längst Gemeingut der nord- deutschen Geologie wären, wenn nicht zufällig die klarsten Profile in Rügen gerade zuletzt durch E. PHILıPppI ganz als Eisdruckwirkungen gedeutet worden wären, und wenn nicht der maßgebende Geologe Norddeutschlands, FEL. WAHNSCHAFFE, in seiner Geologie unseres Flachlandes in allen diesbezüg- lichen Streitfragen die Entscheidung von den tektonischen Problemen auf die Frage des Eisdruckes abgelenkt hätte. Solche glazialen Störungen, ich möchte lieber sagen Schie- jungen, sind ja zweifellos vorhanden, aber eben erst durch bene diluvialen Verwerfungen möglich geworden, die das ganze Land in ein zerstückeltes Schollenland zerlegten und zumeist senkrecht zur Stoßrichtung des jüngsten Inlandeises Staffelhorste als Riesenwälle von mehreren Hundert Metern = Mo — aufwarfen und dazwischen tiefe Grabensenkungen schufen. Die Abtragung dieser Dammhorste und die Ausfüllung der zwischen ihnen liegenden Depressionen erklärt die große Un- regelmäßigkeit und gelegentlich sehr große Mächtigkeit der diluvialen Ablagerungen, die zumeist der jüngsten Vereisung zuzuschreiben wären. Von den in Rügen und Möen beobachteten Ablagerungen der älteren Eisbedeckungen werden vermutlich nur die der mittleren Vergletscherung tiefer landeinwärts zu verfolgen sein, aber wegen der starken Abscheuerung der Horste im allge- meinen nur in der Tiefe der Depressionen unmittelbar auf den Braunkohlenschichten oder wie in Rügen und Möen in tektoni- schen Einkeilungen in Staffelhorsten zu erwarten sein. Ob daher alle in Norddeutschland als älteres Diluvium angesehenen Schichten, abgesehen von schollenförmigen Einlagerungen, wirk- lich als solches anzusehen und zunächst auch nur mit den für uns „unteren“ Diluvialschichten Rügens identifiziert werden können, erscheint mir fraglich. Die zeitweisen Aufschlüsse des oberen Diluviums bei der Hafenvergrößerung in Saßnitz, deren Profile hier vorliegen, waren in dieser Hinsicht äußerst lehrreich. Die Mannigfaltigkeit diluvialer Schichten war hier so groß, daß ich auch ursprünglish glaubte, sie teilweise dem älteren Diluvium zurechnen zu müssen. Sollten aber die diluvialen Ablagerungen Norddeutschlands in ihrer überwiegen- den Masse der letzten Eiszeit angehören, und entsprächen da- her auch die großen Moränenzüge Meckenburgs und Pommerns nicht einer besonderen Eiszeit, sondern nur Abschmelzphasen der letzten, so würde für diese die Einheit im Sinne von GEINITZ berechtigt sein. Sie wäre aber nicht auszudehnen auf die in Rügen klar vorliegenden und wahrscheinlich weiter südwärts verbreiteten, aber meist versteckten Reste älterer Grundmoränen, und sie wäre auch nicht zu identifizieren mit der Einheit der ganzen Eiszeit im Sinne DE GEERs, die wohl nur für Skandinavien als Zentrum der Vereisung Geltung haben dürfte. Herr WAHNSCHAFFE bittet, die Diskussion auf einen anderen Tag zu verschieben. Der Vortragende erklärt sich damit einverstanden, da er sofort die Rückreise nach Greifs- wald antreten müsse. Hierauf wird das Protokoll der letzten Sitzung verlesen und genehmigt. Die Gesellschaft hat den Verlust eines alten Mitgliedes zu beklagen, des Geheimen Bergrates a. D. GUSTAV WÜRTEN- le — BERGER in Kassel. Die Anwesenden erheben sich zu Ehren des Verstorbenen von ıhren Sitzen. Als neue Mitglieder wünschen der Gesellschaft beizutreten: Herr Dr. JoSEF WOLDRICH, Gymnasialprofessor in Prag, z. Z. in Berlin C 54, Linienstr. 87 !, vorgeschlagen durch die Herren BRANCA, BLANCKENHORN und STREMME. Herr Mittelschullehrer KIRSTE, Altenburg, S.-A., Caro- linum, vorgeschlagen von den Herren DAMMER, EBERDT und Künn. Herr Dr. BRUNO BAUMGÄRTEL, Privatdozent an der Kgl. Bergakademie in Clausthal (Harz), vorgeschlagen durch die Herren BORNHARDT, BERGEAT und BRUHNS. Herr Bergassessor Dr. LÖWE, Direktor des Kaliwerkes Friedrich-Franz, Lübtheen (Mecklenburg), vorgeschlagen von den Herren ZIMMERMANN, BEYSCHLAG und STILLE. Herr Bergrat HUBERT Fuchs, Dresden SL Kaiser- Friedrich-Allee 19, und Herr Bergassessor HOFFMANN, Berlin N 4, Invaliden- straße 44, vorgeschlagen von den el ZIMMER- MANN, BEYSCHLAG und KRUSCH. Herr Bohrunternehmer H. F. MÜLTER, Königslutter in Braunschweig, vorgeschlagen durch die Herren Dr RAUFF und BLANCKENHORN. Der Vorsitzende legt die eingegangenen Druckschriften vor. Sodann spricht Herr PASSARGE über „Die pfannen- förmigen Hohlformen in den Steppengebieten Südafrikas und das Problem der Klimaänderung seit dem Diluvium“ (mit Lichtbildern). An der Diskussion beteiligen sich die Herren RANGE, JENTZSCH, ZIMMERMANN, BLANCKENHORN und der Vortragende. V. W. 0. BLANCKENHORN. RAUFF. STREMME. a N Le Briefliche Mitteilungen. 49. Bericht über die Exkursionen im Anschluß an die außerordentliche Haupt- versammlung der Deutschen Geologischen Gesellschaft in Berlin. A. Bericht über die Exkursion nach Rüdersdorf am 23. März i9I0. - Von den Herren F. WAnHnscHAFFE und E. ZIMMERMANN in Berlin. Am 23. März besuchten 25 Teilnehmer das altberühmte Rüdersdorf. Die Führung im dortigen Diluvium hatte Herr WAHNSCHAFFE, in der Trias Herr ZIMMERMANN übernommen. Die Teilnehmer fuhren mit der Bahn bis Erkner, dann mit dem Dampfer bis Kalkberge-Rüdersdorf, wobei im Vorbei- fahren die weiten Talsandebenen des Berliner Haupttales, die Dünenzüge der Eichberge bei Woltersdorf und der einer Endmoräne angehörende Kranichsberg gezeigt wurden, ebenso das den östlichen Uferrand des Kalksees begleitende Aus- streichen des Unteren Geschiebemergels, der sich hier zuerst nur wenig über die Talsohle erhebt und von Unterem Sand überlagert wird. Am Ende des Kalksees konnte der TORELL-Gedenkstein, weil er inzwischen einen anderen Platz, auf dem Weinberge, erhalten hat, nicht mehr besichtigt werden, und so begab man sich sogleich in die südlichste der dortigen Tongruben (von G. Durin), in der der graue Untere Röt trefflich auf- geschlossen ist; an Versteinerungen zwar nicht arm, lud er doch diesmal (bei dem regnerischen Wetter) nur wenig zum Sammeln ein. — MO — Herr WAHNSCHAFFE wies in diesen Aufschlüssen darauf hin, daß hier die Grundmoräne der vorletzten Vereisung, die am Östrande des Kalksees als schmales Band überall hervor- tritt, die nach Norden einfallenden Rötschichten unmittelbar überlagert und sie in einer fast horizontalen, glazialen Abra- sionsfläche abschneidet. Diese Grundmoräne, die als Ge- schiebemergel entwickelt ist, hat sehr wenig Rötmaterial in sich aufgenommen und wird überlagert von geschichteten Sanden und Kiesen, die in der am nördlichsten gelegenen W. Durinschen Tongrube sehr gut aufgeschlossen sind und früher in den östlich davon gelegenen alten Kiesgruben ab- gebaut wurden. Sie entsprechen den Rixdorfer Kiesen, da sich Reste von Mammut darin gefunden haben. Sie werden weiter östlich nach dem Dorfe Rüdersdorf zu von der Grund- moräne der letzten Vereisung überdeckt, derselben, die der ebenen glazialen Abrasionsfläche des Schaumkalkes im Alvens- lebenbruch unmittelbar auflagert. Durch die Giesenschlucht wieder abwärts wandernd, sahen wir dann in dieser sowie in einer neuerdings in Betrieb ge- nommenen Tongrube die ganz vorwiegend roten Tone des Mittleren Röts ausgezeichnet aufgeschlossen und wandten uns dann der großen und lebhaft betriebenen nördlichsten (W. Durinschen) Tongrube zu, die den — wieder grauen — Oberen Röt und die alleruntersten Schichten des Muschelkalks vorzüglich zeigt, Schicht für Schicht verfolgbar. Als Liegendstes ist an der Südwand eben noch ein Lager grauen Gipses ent- blößt, darüber folgen graue Tone mit mehreren festen Mergel- bänkchen, deren Fossilreichtum ebenfalls nicht näher unter- sucht werden konnte. Hier wie im Unteren Röt sind auch Fischreste reichlich vorhanden und gelegentlich auch voll- ständigere Fische gefunden. Das Leitfossil Myophoria costata ist in ausgezeichneter Erhaltung noch vorhanden. Schichten von gleicher Beschaffenheit bilden auch den untersten Teil des Muschelkalks, führen nun aber Myophoria vulgaris. Die auf den ersten Blick gar nicht auffällige Grenze beider Formationen kann an die Oberkante einer etwa 1 bis 2 dm starken, schwach violetten Tonschicht gelegt werden, die ellipsoidische, etwa faustgroße Linsen eines gelblichen Gipses führt. In den darüber folgenden Tonen sind in größerer Zahl dünne harte Kalkplatten eingelagert, die nicht (wie der Ton, zur Erzeugung von Ofenkacheln) mit gewonnen, sondern aus- gehalten werden, und auf den Halden auf ihren z. T. großen Fossilreichtum untersucht werden können. Zu oberst liegen lie einige starke, von ausgelaugten Muschelschalen löcherige harte Kalkbänke, in denen Myophoria vulgaris u. a. massenhaft, daneben vereinzelt Glieder von Dadocrinus beobachtet werden können. Die genannten Muschelkalkschichten dürften den sog. Myophorienschichten entsprechen. Von geeigneten Standpunkten an der Westseite des Kalksees oder vom Weinberge aus kann man die ganze Reihenfolge der Röt- und Myophorienschichten mit einem Blick umfassen. Die untersten sichtbaren Rötschichten liegen zugleich, wie verschiedene fündig gewordene Tiefbohrungen auf die Kalisalze des Zechsteins ergeben haben, im Kern eines — auffälligerweise nicht hercynisch, sondern W—O bis WSW--ONO streichenden — Sattels, der die gesamte Tek- tonik des älteren Gebirges. bei Rüdersdorf beherrscht. Aber nur der Nordflügel ist über Tage aufgeschlossen, vom Unteren Röt im Süden bis zu den Nodosenschichten im Norden. Auch Unterer und Mittlerer Keuper sind durch die Tiefbohrungen auf beiden Flügeln erschlossen. Möglicherweise ist der Süd- fügel an einer Sattelspalte ein wenig abgesunken. Der weitere Weg führte am Nordrande des alten Alvens- lebenbruches, der jetzt nicht mehr betrieben wird, ostwärts bis fast an die Chaussee, dann am östlichen Bruchrande nach Norden. Hier ist der Abraum von diluvialem Lehm und Sand so groß und die Höhe des Muschelkalkes über der Sohle des Kalksees und Kriensees nur noch so gering, dab sich der Abbau nicht mehr lohnt, sondern daß auch hier, und zwar an der Mündung des alten Krienkanals in den Alvenslebenbruch, ein Tiefbau eingerichtet werden mußte. Die im Alvenslebenbruche auf den Schichtenköpfen früher in großartigster Weise zu beobachtenden Glazialschrammen sind jetzt nur noch am östlichen Stoß in der Nordostecke des Bruches auf einer kaum 2 m breiten Fläche zu sehen, während anstoßende Teile derselben alten Abrasionsfläche die Bearbei- tung durch subglaziale Wässer und demzufolge Reste der ehe- maligen Sand- und Kiesdecke zeigen. Die hier früher in großer Zahl vorhandenen Strudellöcher und geologischen Orgeln sind sämtlich durch den Abbau zerstört worden, und nur auf einem stehengebliebenen Pfeiler des Muschelkalkes ist noch eine kesselförmige Vertiefung erhalten geblieben, von der jetzt nicht mehr entschieden werden kann, ob sie als Strudelloch oder als geologische Orgel anzusehen ist. Man wandte jetzt der Gesteinsbeschaffenheit des Schaum- kalks und des Wellenkalks unter ihm, der Örbicularis- Schichten über ihm, sein Augenmerk zu. Erstere bilden den en meist mit Halden und Buschwerk bedeckten, sanft einfallenden Südrand des Bruches, letztere die senkrechte felsige Nord- wand. In den Orbdicularis-Schichten beobachtete man ebenso- wohl solche Bänke, in denen Myophoria orbicularis mehr ver- einzelt und oft doppelschalig eingeschlossen war, wie solche (festere), in denen ihre Einzelschalen (jetzt stets ausgelaugt) zu dichten Haufen zusammengeschwemmt waren. Auch der Reichtum an Rhizocorallium-Wulsten in ihnen wurde bemerkt. Der Mittlere Muschelkalk ist im „Aufzug“ des neuen Tiefbaus (entlang dem alten Krienkanal) zwar noch immer ziemlich gut aufgeschlossen, obwohl er nach seiner mürben, mergeligen Beschaffenheit leicht zu schlammigen Massen zer- fällt, aber ebendeswegen war er auch, nach dem Regen der letzten Zeit, nicht gut zugänglich. Bei der Kürze der Zeit konnten auch die von OÖ. RAAB beschriebenen Steinsalzpseudo- morphosen (hohle Würfel, deren 6 Seiten nach innen vier- seitige Pyramiden aus der Gesteinsmasse aufsitzen) nicht ge- funden werden. Ebensowenig gelang es aus diesem Grunde, in den Grenzschichten des Oberen Muschelkalks gegen den Mittleren die von E. ZIMMERMANN beschriebenen Bänkchen mit Trocken- rissen und Netzleisten zu finden. Die höheren Schichten des Trochiten- und des Nodosenkalkes sind zurzeit nur noch sehr mangelhaft aufgeschlossen und werden, da der alte Krienbruch als neuer Stapel- und Hafenplatz für die Kalksteine her- gerichtet ist, immer schlechter sichtbar. Auch die anderen Aufschlüsse des Oberen Muschelkalks, die vor wenigen Jahren noch existierten, besonders der „Hangende Bruch“, sind ver- fallen oder zugeschüttet. Dafür besser aufgeschlossen wird neuerdings, besonders an der Mündung des alten Redenkanals in den Redenbruch, der Wellenkalk, nachdem man gelernt hat, diesen zu Zement zu verarbeiten. Zu diesem Zwecke wird er jetzt in Menge gewonnen, und hierbei werden gelegentlich schöne Drusen mit Üölestinkrystallen, besonders in großen, knolligen Kalkkonkre- tionen, bloßgelegt. B. Bericht über die Exkursion nach Stafsfurt zur Be- fahrung des Kgl. Berlepschschachtes am 23. März 1910 unter Führung von Herrn BEYSCHLAG. Von Herrn F. Schünemann in Berlin. Die Teilnehmer wurden auf dem Kgl. Berlepschschacht von dem Direktor der Kgl. Berginspektion Herrn ZIERVOGEL, sowie dem Berginspektor des Berlepschschachtes, Herrn POTH in liebenswürdigster Weise empfangen. Die Herren hatten zuvorkommenst alle Vorbereitungen zur schnellen, bequemen und gründlichen Erledigung des Grubenfahrtprogramms treffen lassen. Vor der Einfahrt hielt Herr BEYSCHLAG, der auch während der Grubenfahrt die nötigen Erklärungen gab, einen einleitenden Vortrag über den stratigraphischen und tekto- nischen Aufbau der Zechsteinformation im Gebiet des Staß- furter Sattels und speziell im Felde des Kgl. Berlepsch- schachtes. Wie in dem Vortrage in allgemeinen Zügen aus- geführt wurde, liegt hier nach den Feststellungen EVERDINGS!) unter dem Horizont des Grauen Salztons im allgemeinen regelmäßig das aus Carnallit, Kieserit und Steinsalz auf- gebaute Kalimutterlager ausgebreitet, von der mächtigen Unter- lage des Älteren Steinsalzes getrennt durch die charakteristischen Übergangsschichtengruppen der Kieserit- und Polyhalitregion. In das Hauptsalzmutterlager senkt sich im Berlepschschacht- felde beckenförmig ein deszendentes Hartsalz - Steinsalz- vorkommen mehr oder weniger tief — stellenweise bis fast auf die Kieseritregion reichend — ein. Das durch seinen hohen Chlorkaliumgehalt — 25—30°/, KCl — ausgezeichnete Hartsalzlager mit seinem Steinsalzfundament ist unterhalb des Ausgehenden in mehreren Sohlen auf etwa 1200 m Länge im Streichen erschlossen. Dieses Hauptbecken teilt sich ober- halb der IV. Hauptsohle in zwei durch einen erhalten gebliebenen Rest des Hauptsalzmutterlagers getrennte Becken, deren weitere Ausdehnung und Begrenzung nach unten hin noch nicht festgestellt ist. An den Rändern sowie an der Basis des Hartsalz-Steinsalzlagers ist das Kalimutterlager mehr oder weniger eigenartig metamorph umgewandelt. !) Vergl. Deutschlands Kalibergbau; Festschrift zum X. Allge- meinen Bergmannstage. H. EverDin&: Zur Geologie der deutschen Zechsteinsalze. 41 — N Nach diesem einleitenden Vortrag des Herrn BEYSCHLAG fuhren die Teilnehmer zur Besichtigung der Aufschlüsse auf der IV. Hauptsohle — ca. 400 m unter Tage — ein. Die beschränkte Zeit gestattete nicht mehr, auch das Vorkommen des Kainits in der I. Hauptsohle aufzusuchen. Zunächst wurde am nordwestlichen Ende der Gruben- baue ein Querschlag befahren, der aus einer Bergemühle im Älteren Steinsalz durch die Polyhalit- und Kieseritregion in das Hauptsalzmutterlager führte. Die Lagerstätte bot durch den Wechsel der dunkelroten carnallitischen Bänke mit den weißen, vielfach gefalteten und verschlungenen Kieserit- und den grauen Steinsalzlagen ein buntfarbiges Bild. Dieser normale bankige Aufbau veränderte sich weiter gegen die deszendente Hartsalz-Steinsalzeinlagerung hin ganz wesentlich. Die Kalilagerstätte besteht hier aus carnallitischer Grund- masse, in welcher abgerissene, in der mannigfaltigsten Weise gefaltete und zusammengeballte Stücke von Kieserit- und Steinsalzlagen regellos verteilt sind, deren Zugehörigkeit zu ehemals zusammenhängenden Lagen kaum noch festzustellen ist. In derartig „metamorphem“ Hauptsalz keilt das Hart- salzlager und seine Steinsalzunterlage nordwestlich als schmale Spitze aus. Das darüber befindliche Hauptsalzvorkommen hielt daher EVERDING für deszendent; er nahm an, daß es zur Zechsteinzeit nach Ablagerung des Hartsalzes entstanden sei, glaubte aber auch an die Möglichkeit, daß es sich um eine Partie des metamorphen Mutterlagers handeln könne, die durch tektonische Kräfte zwischen Hartsalz und Salzton eingepreßt wurde. Der Aufbau des Hartsalzvorkommens und des Steinsalz- mittels über dem metamorphen Erosionsrest des Kalimutter- lagers und der darunter befindlichen normalen Muttersalz- folge wurde in mehreren Querschlägen verfolgt. Der weitere Weg führte durch zahlreiche Abbaue im Hartsalzlager. Das Hartsalz, aus mehr oder weniger sylvinreichen, steinsalz- z. T. auch anhydrithaltigen Bänken bestehend, die mit Kieserit- und Steinsalzlagen abwechseln, ist durch vorzügliche Schich- tung ausgezeichnet; Faltungen und Verschlingungen, wie sie in dem Kalimutterlager so charakteristisch sind, finden sich hier weit seltener. In den Abbauen ließen sich mehrfach, namentlich in der Nähe des Hangenden, nesterförmige post- hume Vorkommen von blauem Krystallsteinsalz und reinem Sylvin beobachten. In der Nähe des Berlepschschachtes wurden die Auf- schlüsse im Hangenden der Kalisalzlagerstätte besichtigt. Der Graue Salzton war wegen seiner Brüchigkeit nur zum Teil bloßgelegt. Über seine Gliederung sprach Herr PRECHT, nach dessen Untersuchungen dieser Horizont allenthalben eine untere tonig-anhydritische, eine mittlere tonig-sandige und eine obere tonig-magnesitische Entwicklung besitzt. Der den Grauen Salzton überlagernde Hauptanhydrit ist zuunterst dunkelgrau gefärbt und stark dolomitisch. Weiter im Hangenden nimmt er lichtgraue Färbung an. An der Grenze gegen das Jüngere Steinsalz ist er stark mit Steinsalz verwachsen und enthält hier eine dünne schwarze Tonlage, die von dem Jüngeren Steinsalz durch eine schwache Anhydritschale getrennt ist und allen Formen der welligen Oberfläche des Hauptanhydrits folst. Das Jüngere Steinsalz ist dicht am Hauptanhydrit, gegen den es mit scharfer Grenze abstößt, rötlichgelb gefärbt; es wird unweit davon allmählich weiß. Der nun folgende Teil des Jüngeren Steinsalzes ist in einer Mächtigkeit von 60—70 m durch außerordentliche Reinheit und regelmäßige Schichtung ausgezeichnet und auf dem Kgl. Berlepschschacht Gegenstand ausgedehnter Gewinnung. Wie sich in den Ab- bauen erkennen ließ, nimmt das Steinsalz am Ende der Firsten rötliche Färbung an. Die darüberliegende Schichten- folge ist aus Besorgnis vor Wassereinbrüchen nicht durch- örtert. Hier würde sich, wenn das Jüngere Steinsalz in der 400 m-Sohle so weit bereits genügend gegen die Auflösung durch eindringende Tageswasser geschützt war, noch eine mächtige Steinsalzzone mit der charakteristischen Einlagerung des oberflächlich vom Pegmatitanhydrit bedeckten roten Salz- tons auflegen und dann der Grenzanhydrit und rote Zech- steinletten folgen, der zum Buntsandstein überführt. Nach der Besichtigung eines in der reinen Zone des Jüngeren Steinsalzes hergestellten, farbenprächtig erleuchteten Festsaales erfolgte die Ausfahrt. C. Bericht über die Exkursion nach Phoeben am 24. März I9I0. Von den Herren F, SOENDEROP und H. MENZEL in Berlin. In der Februar-Sitzung vorigen Jahres hatten wir der Gesellschaft Mitteilung gemacht von der Auffindung eines jüngeren fossilreichen Interglazials in der Gegend von Phoeben bei Werder, in dem unter anderem zahlreiche Reste vom 41 * a Riesenhirsch sowie eine bisher in Deutschland unbekannte Paludina, die Pal. duborsiana MSS. aus dem Djeper gefunden worden waren. Mit gütiger Genehmigung des Direktors der Kgl. Preuß. Landesanstalt, Herrn BEYSCHLAGs, dem wir dafür auch hier verbindlichst danken, haben wir zu einem Besuch dieses ebenso schönen wie wichtigen Aufschlusses bei Phoeben eingeladen. Der Ausflug führte uns von Werder nach dem Dorfe Phoeben. An der Südseite desselben liegt die Grube der alten Phoebener Ziegelei, in der ganz am Grunde die Glin- dower Tone anstehen, die von mächtigen, diskordant ge- schichteten Sanden mit Kies- und Mergelsandeinlagerungen überlagert werden. In diesen diskordanten Sanden finden sich die Fossilien und auch Geröllstücke des Phoebener echten Interglazials, ein Beweis, daß die Sandablagerungen jünger sind als dieses. Aus dieser Grube werden von LAUFER und WAHNSCHAFFE Säugetierreste der Rixdorfer Stufe erwähnt. Die unterlagernden Glindower Tone und die darüberliegenden Sande sind stark aufgepreßt und gefaltet und werden dis- kordant von dGeschiebesanden und stellenweise auch von Geschiebelehm und Geschiebemergel der letzten Vereisung überlagert. Dieser Geschiebemergel zieht sich nach Norden zu am Berghange hinab und taucht an der Straße dicht westlich von Phoeben unter die Talsanddecke unter. Von dieser Grube, die kurz besichtigt wurde, ging es weiter zu der im Phoebener Bruch neu angelegten Ziegelei des Herrn E. DIETRICH aus Ketzin. Die Aufschlüsse der dazugehörigen gewaltigen Grube haben sich seit vorigem Jahre etwas geändert. Es zeigte sich an der Südwand das folgende Profil: Zuoberst liegt eine Schicht steinfreien, ziemlich schich- tungslosen kalkarmen Sandes, dessen obere Hälfte stark humos ist. Darunter folgt eine gelbgefärbte, eisenschüssige Verwitterungszone, unter der erst die weißen unverwitterten Sande liegen. Die Humusrinde könnte man vielleicht als eine alluviale Bildung auffassen, während die hellen Sande darunter wohl Talsande sind. Sie gehen nach unten in kiesige (meist diskordant) geschichtete Sande über, die hie und da große Blöcke einschließen und an deren Basis eine Steinsohle liegt. In diesem Sande kommen zusammen mit den Blöcken nicht selten abgerollte Hölzer von sehr wechselnder Größe vor. Sie finden sich mitunter in Nestern oder auskeilenden Lagern an- gereichert, und in ihrer Begleitung tritt an dieser Stelle nicht selten „Bernstein“ auf. Diese Hölzer werden in der Literatur Zr 6 2 5 ger vielfach als „Braunkohlenhölzer“ bezeichnet, und den Bern- stein sieht man ziemlich allgemein als verschlepptes Tertiär- harz an. Nach gewissen Anzeichen will es uns aber scheinen, als ob sowohl die Hölzer als auch das Harz von diluvialen Nadelhölzern herrührten. Jedenfalls sei diese Vermutung, die noch näherer Bestätigung bedarf, hier einmal ausge- sprochen. Da am Eingange der Grube, an der östlichen Seite der Südwand, die Grubensohle ansteigt, so ist hier die Unterlage dieser Sande, in denen sich eine Anzahl von abgerollten Knochen vom Riesenhirsch und Mammut sowie zahlreiche gekritzte Geschiebe gefunden haben, nicht zu erkennen. Nach Westen zu nehmen dieselben an Mächtigkeit rasch ab, und es erscheinen unter ihnen die graugrünen Feinsande, die zu den Glindower Tonen zu rechnen sind. Aber noch etwas weiter nach Westen schieben sich zwischen diese grauen Fein- sande und die diskordanten Sande die echten Interglazial- bildungen ein, die aus dunklen, faulschlammhaltigen Sanden bestehen und nach Osten zu bald mächtiger werden, während die Sande der vorigen Stufe ganz auskeilen. Es ist nun an der Wand deutlich zu erkennen, daß die Interglazialschichten zusammen mit den unterlagernden Glindower Tonen zuerst eine Mulde bilden, sodann wieder zu einem Sattel ansteigen und nach der SO-Ecke der Grube zu wieder in eine Mulde absinken. In diesen Mulden sammeln sich über den Glindower Tonen die Sickerwässer und treten in der Grube als Quellen zutage, indem sie den Anlaß zu Rutschungen des Gehänges geben. Die Steinsohle mit den darüberliegenden kiesigen Sanden schneidet diese Sättel und Mulden horizontal ab. Hier an der Südwand, insbesondere in der Gegend der östlichen Mulde und des Sattels, treten in den Faulschlamm- sanden die Paludinen- und Unionenbänke auf, in denen be- sonders die Paludinen in großer Menge vorkommen. Sie sind auch häufig in ganzen Exemplaren — mit Epidermis und Farben erhalten — zu sammeln, während die Zweischaler sehr zerbrechlich sind und nur durch Tränken mit Gummi- lösung an Ort und Stelle und sehr sorgfältiges Verpacken in leidlich vollständigen Stücken zu gewinnen sind. In dieser Gegend sind auch die meisten Knochenfunde, besonders vom Riesenhirsch, gemacht worden. Auch ein Biberstock fand sich hier. In der Südwestecke der Grube fehlen Unionen und Paludinen schon wieder, und es stellen sich als Haupt- vertreter der Fauna Bithynia und Val. antiqua sowie Pisi- dien ein. =. De Unter den interglazialen Schichten, in deren unteren Lagen sich bisher trotz eifrigen Suchens keine arktischen Fossilien fanden, liegt überall der Glindower Ton, zuoberst als grauer toniger Feinsand ausgebildet, der durchweg den Boden der oberen Grubensohle bildet. Die Aufschlüsse an der Westwand waren weniger deutlich zu sehen, da hier das Gehänge stark verrutscht war. Es zeigt sich indessen mit Sicherheit, daß die Talsande und die darunter folgenden Sande mit großen Blöcken und der Stein- sohle ziemlich gleichmäßig, nur vielleicht in etwas größerer Mächtigkeit nach Norden zu fortsetzen. Die dunklen fossil- führenden Schichten heben sich indessen schnell heraus und verschwinden, und an ihre Stelle treten gelbliche kalkige Sande mit Wellenschichtung und kohligen Zwischenlagen, die hier die Interglazialschichten vertreten. Darunter folgen die grauen Sande der Glindower Tone. Klarer und deutlicher wird das Profil wieder an der Nordwand. Die Schichten bleiben genau dieselben. Nur reichern sich in den gelben Sanden die kohligen Teilchen stellenweise so stark an, daß dickere Lagen entstehen. Unweit der Nordwestecke, etwas nach Osten zu, tritt sogar ein etwa 15—20 cm starkes kohliges Flözchen auf, das als Schwemmtorf anzusehen ist. An Conchylien kommen ganz vereinzelt Valvaten und Pisidien in den gelben Sanden vor. Noch weiter nach Osten zu, etwa in der Mitte der Wand, gehen dann die gelben kalkigen Sande in sandige Torfe über, die zahlreiche Conchylien führen und an der Basis von einer ca. 5—8 cm starken Conchylienschicht unterlagert werden. Diese ganze Schichtenfolge der gelben Sande einschließlich der Torfe und torfigen Sande sowie der Conchylienbänke ist wohl als echte Interglazialbildung anzusprechen. Unter- lagert werden sie wieder von den grauen Feinsanden der Glindower Tone, aus denen sie anscheinend einen Teil ihres. Materiales entnommen haben. Über den Interglazialschichten liegen in der Nordwestecke die kiesigen Sande mit großen Blöcken und der Steinsohle. Weiter nach Osten zu stellen sich in der Lage der Steinsohle, etwa in der Gegend des Schwemmtorfes, zuerst Brocken und kurze Linsen von Ge- schiebemergel ein. Noch weiter nach Osten, am Ende der sandigen Torfe mit Conchylien, nehmen diese Geschiebe- mergeleinlagerungen an Mächtigkeit zu und schließen sich an der Basis der Sande, unter der Steinsohle, zu einer Geschiebe- mergelbank zusammen, die noch weiter nach Osten auf Kosten der überliegenden Sande immer mächtiger wird. Der Ge- a schiebemergel zeigt aber an manchen Stellen eine eigentüm- liche Ausbildung. Es besteht aus sandigen Tonen mit wenig Geschieben und zeigt deutliche Schichtung. Er ist indessen unzweifelhafter Geschiebemergel. Seine abweichende Ausbildung muß man sich wohl als eine Art Lokalmoräne vorstellen, be- stehend aus großen Mengen der unterliegenden Glindower Tone, die durch das darübergeschobene Eis an Stellen aufgenommen worden sind, an denen sie damals die Oberfläche bildeten. Dadurch, daß die kiesigen Sande mit den großen Blöcken und der Steinsohle hier deutlich in Geschiebemergel über- gehen, ist wohl der sichere Beweis geführt, daß sie der Grund- moräne der jüngeren Eiszeit entsprechen. Sie sind während oder kurz nach dem Abschmelzen des Eises dadurch ent- standen, daß der eben abgesetzte normale Geschiebemergel von den Schmelzwassern, die durch das Tal flossen, mehr oder weniger vollständig zerstört und ausgewaschen worden ist. Die Steinsohle, die überall deutlich, wenn auch nicht sehr mächtig ist, zeigt ihre Basis an. Aber noch eine andere Erscheinung bestätigt die Ansicht, daß diese Sande mit der Steinsohle Stellvertreter einer Grund- moräne sind. An der Nordwand finden sich, z. T. unter dem Geschiebemergel, z. T. aber auch unter der Steinsohle der Sande, kleine und größere Stauchungen und Faltungen der Interglazialschichten, auch Einpressungen von nordischem Material in die unterliegenden Bildungen sowie Schollen des Interglazials in den Sanden. Die Störungen greifen hier in- dessen nicht allzu tief. Die unteren Schichten liegen ver- hältnismäßig ungestört und horizontal. Anders dagegen an der Südseite. Hier sind, wie oben schon ausgeführt wurde, die Interglazialschichten mitsamt den Glindower Tonen dar- unter in größere, hier nördlich verlaufende Sättel und Mulden zusammengeschoben. Außerdem zeigte sich aber auch eine Faltung ungefähr in Ost-Westrichtung, die noch dadurch an- gedeutet wird, daß die Interglazialschichten zurzeit nach Norden einfallen. Als die Südwand noch weiter im Norden stand, war deutlich ein Herausheben der Schichten nach Norden, also ein Einfallen nach Süden zu, bemerkbar. Ein Herausheben der Schichten in demselben Sinne, aber in weit stärkerem Maße, ist ferner weiter im Süden, beim Dorfe Phoeben, vorhanden. Hier hebt sich der Geschiebemergel, der auf dem alten geolo- gischen Blatte Ketzin allerdings als Unterer (dm) bezeichnet ist, aber unzweifelhaft der letzten Vereisung angehört, unter den Talsanden am Hange der Phoebener Heide heraus, und unter ihm kommen die Sande der Rixdorfer Stufe sowie ae die Glindower Tone in steiler Lagerung in die Höhe. Diese Störungen des Untergrundes sind als Aufpressung durch das später darüber hinweggehende jüngste Inlandeis aufzufassen und würden allein schon ein interglaziales Alter der Phoebener fossilführenden Ablagerungen beweisen. Auch an der Nordwand der Phoebener Grube liegen über den jungdiluvialen Sanden noch Talsande und darüber die als alluvial angesprochene humose Sandlage, die aber etwa in der Mitte der Wand in einen conchylienführenden Moor- mergel von etwa !/; m Mächtigkeit übergeht. An der Ostwand schließlich haben sich die interglazialen Schichten gänzlich ausgekeilt, und es liegt hier im Norden Geschiebemergel, der in seinem unteren Teile deutlich . ge- schichtet ist, unmittelbar auf den grauen Sanden der Glin- dower Tone. Nach Norden zu keilt aber auch hier der Geschiebemergel aus und geht in die kiesigen Sande mit der Steinsohle über, die unmittelbar durch die Feinsande der Glindower Tone unterlagert werden. In diesen Sanden sowie in der Steinsohle finden sich ziemlich häufig die Conchylien des Phoebener Interglazials auf sekundärer Lagerstätte zu- sammen mit vereinzelten vom Menschen bearbeiteten Feuer- steinen. In der obere Sohle der Grube, die zur Zeit unserer ersten Mitteilung allein vorhanden war, ist nun in neuerer Zeit an der Südostseite eine 6 m tiefe Grube ausgebaggert worden, in der die Glindower Tone, und zwar die tieferen, tonigen Schichten derselben, für die Ziegelei gewonnen werden. Sie geben im übrigen ein ganz ausgezeichnetes Material für Ziegel, viel besser als die Haveltone der alten Ketziner Ziegeleien und auch als die meisten der Glindower Gruben. Unter diesem Ton wird gelegentlich beim Baggern der sie unterlagernde Geschiebemergel der mittleren Vereisung mit in die Höhe gebracht. Eine Brunnenbohrung, die unweit der Grube bei dem Maschinenhaus niedergebracht worden ist, hat nach Angabe des Besitzers, Herrn ERICH DIETRICHs, folgende Schichten erschlossen: von 0-- 1m Aufschüttung - 1 7 - Sand und Kies ° - A 9.2 Ron - 9-11 - Geschiebemergel - 11 21 - Kies und: Sand. Sie hat also gezeigt, daß der Untere Geschiebemergel nur eine geringe Mächtigkeit besitzt, darunter aber mächtige glaziale Sande und Kiese folgen. Man darf auf das Resultat der le Bohrung gespannt sein, die von der geologischen Landesanstalt in der Nähe des Aufschlusses geplant ist, um die tieferen Diluvialschichten zu untersuchen und gegebenenfalls die so- “genannte ältere Berliner Paludinenbank zu erschließen. Wenn wir bei unserer ersten Mitteilung mit einem ge- wissen Vorbehalt die Ansicht vertraten, daß die Phoebener Paludinenschichten einem anderen, jüngeren Interglazial an- gehören als die Schichten mit Paludiana diluviana KUNTH, so hat sich inzwischen diese unsere Ansicht immer mehr ge- festigt, und zwar aus mehreren Gründen. Einmal hat sich bestätigt, daß in all den zahlreichen Bohrungen, in denen die ältere Berliner Paludinenbank- angetroffen worden ist, die- selbe in bedeutend tieferem Niveau — immer ca. 10 m unter dem Meeresspiegel — liegt, so vor allem auch in den Phoeben zunächst liegenden Bohrungen, einmal bei Eiche, in der Nähe von Potsdam, etwa 9 km östlich von Phoeben, und sodann auch in den neuerdings ausgeführten Bohrungen am Verschiebebahnhof Wustermark, ca. 14 km nördlich davon. Ein wichtiger Anhaltspunkt für die Altersverschiedenheit beider Ablagerungen ist ferner der Umstand, daß bei der Nach- prüfung des sehr reichen Materiales an Fossilien in der Sammlung der Kgl. Preuß. Geologischen Landesanstalt in der sog. älteren Paludinenbank nur Paludina diluviana KUNTH mit ihren beiden Varietäten var. gracılıs NEUM. und var. crassa NEUM. vorkommt, bei Phoeben aber nur Paludina duboisiana Mss., in den Sanden der Rixdorfer Stufe, z.B. beim Dorfe Phoeben und in der Kiesgrube am Rienmeistersee im Grunewald, sowie bei Glindow beide verschleppt zusammen auf- treten, Paludina diluviana allerdings weit häufiger. Pal. dubor- stana Mss. hat sich noch an einer ganzen Reihe von Stellen gefunden, so z.B. in den Kalklagern bei Nennhausen, unweit Rathenow, am Premnitzer Berge auf Blatt Bamme, von wo sie mir Herr WAHNSCHAFFE freundlicherweise übergab, und an anderen Punkten, die in anderem Zusammenhange näher be- sprochen werden sollen. Aber überall tritt sie ohne Pal. diluviana auf. Auch ihre Begleiter sind völlig verschieden. Lithoglyphus naticoides, Neritina AHuviatilis und vor allem Valvata naticina sind bisher bei Berlin nur mit Paludina diluviana zusammen gefunden, obwohl die Faulschlammsande von Phoeben durchaus eine geeignete Lagerstätte für diese Arten wären. Valvata naticina MKE. ist eine Form, die in den Sanden von Mosbach und Hangenbieten häufig ist, in interglazialen- Schichten Ostpreußens durch Herrn TORNAU nach- gewiesen wurde und lebend auf Ostdeutschland beschränkt ist. Re — Was den Charakter der Phoebener Fauna betrifft, so dürfte wohl kein Zweifel darüber bestehen, daß dieselbe „interglazial“ genannt werden muß, d.h. in einem gemäßigten Klima gelebt hat, als das Eis mindestens aus Deutschland‘ verschwunden gewesen ist. Denn Formen wie Paludina duborsiana und Planorbis corneus, deren Verwandte ihre Hauptverbreitung in subtropischen Ländern haben, und die selbst zu den am weitesten nach Norden vorgeschobenen Gliedern ihrer Sippe gehören, haben nicht in der Nähe des Eises, zu einer „Interstadialzeit“ gelebt. Planorbis corneus sowie die Phoebener Paludina und nächsten Verwandten, unsere Pal. vivipara und Pal. fasciata, gehören auch in der Postglazial- zeit zu den jüngsten Einwanderern im nördlichen Deutschland. (Pal. duboisiana fand sich auch subfossil in jungen Havel- sanden und lebend ganz selten in der Havel selbst.) Es bleibt noch übrig, einige Worte über die Stellung des Rixdorfer Horizontes zu sagen. Schon LOSSEN hatte in seinem Werke über den Boden der Stadt Berlin darauf auf- merksam gemacht, daß die Fauna der conchylienführenden Ablagerungen aus der Berliner Gegend durchweg für ein ge- mäßigtes Klima spräche, während die Fauna der großen Wirbeltiere, vor allem in den Rixdorfer Kiesgruben, deutlich eine Beimengung kälterer Bestandteile wie Moschusochse, Renntier und Mammut sowie Rhinoceros tichorhinos zeige. Dieser Umstand war es auch gewesen, der einen von uns (MENZEL) früher bewogen hatte, den Rixdorfer Horizont nicht als Interglazial anzuerkennen. Unsere neueren Untersuchungen haben nun Aufklärung über die Stellung dieses Horizontes zu den conchylienführenden Ablagerungen gebracht. Es zeigen sich an mehreren Stellen, wie z. B. bei Phoeben (Dorf) und auch bei Körbiskrug usw., daß die Sande und Kiese der Rixdorfer Stufe entweder unmittelbar die conchylienführenden echten Interglazialablagerungen überlagern oder, wo diese fehlen, über tieferen Schichten (Glindower Tonen, Mittlerem Geschiebe- mergel usw.) liegen, aber verschleppte Fossilien oder Gerölle aus dem jüngeren Interglazial enthalten. Daraus geht hervor, daß sie nach Absatz der echten Interglazialbildungen ent- standen sind. Da sie aber einerseits nordische Gäste ein- schließen und anderseits von ganz anderer petrographischer Beschaffenheit sind, Absätze viel stärkeren und bewegteren Wassers darstellen, so ergab sich für uns von selbst die Vor- stellung, daß der Rixdorfer Horizont sich unter dem Einfluß der inzwischen wieder begonnenen Eiszeit, vor dem Heran- rücken der Vereisung, gebildet haben muß. Man könnte ihn u 63 1 RE deshalb, wie MENZEL es früher getan hat, schon in den Be- ginn der folgenden Eiszeit setzen. Wir haben es aber in Übereinstimmung mit der bisherigen Benennung vorgezogen, ihn als oberes „kälteres“ Interglazial zu bezeichnen. Beifolgende Übersichtstabelle mag die Gliederung des Diluviums in der Umgegend von Berlin nach dem heutigen Stand unserer Kenntnisse erläutern. Übersicht über die Gliederung des Piluviums in der Umgegend von Berlin. Alluvium Noch wenig erforscht. II Tone (Niemegker Ton), Taisande. v 3 | Geschiebemergel, Geschiebesand. ereisung > Se Sand und Kies. " Diskordantgeschichtete Sande und Kiese | des Rixdorfer Horizontes. (Kaltes Interglazial.) % ere na Paludinenhorizont von Phoeben. = (Torf von Motzen, Schichten von Nenn- hausen usw.) Dlcsien | (Echtes Interglazial.) IE Glindower Ton. Vereisung Geschiebemergel, Sand und Kies. 1 Sand und Kies. Fee a2: Schichten mit Paludina diluviana KUNTH. ' (Alterer Paludinenhorizont der Berliner ; Gegend.) I | Tone im Osten von Berlin. Ne Geschiebemergel, en der älteren ns Sand und Kies [ Paludinenbank. Als Anhang mag noch die Liste der bisher nachgewiesenen Fauna der Phoebener Interglazialablagerung hier angeschlossen werden. Die Wirbeltierreste sind von Herrn H. SCHROEDER bestimmt, die Conchylien von Herrn MENZEL. Von letzterem ist auch eine Reihe von menschlichen Artefakten, in Gestalt von bearbeiteten Feuersteinen, meist in der Steinsohle der oberen kiesigen Sande gefunden worden. Es ließen sich bis jetzt nachweisen: Homo sp. Artefakte. A. Säugetiere: 1. Rhinoceros sp. 2. Elephas sp. 3. Eguus caballus L 4. Sus scrofa L. 5. Bison sp. 6. Cervus euryceros ALDROW. 7. Cervus capreolus L. 8. Castor sp. Ein Biberstock. B. Fische: 1. Esox lucius L. 2. Perca Huviatılis L. C. Mollusken: Hyalina glabra FER. - nitidula DRP. - hammonis STROEM. = crystallina MÜLL. Vallonia costata MÜLL. - pulchella MÜLL. Monacha incarnata MÜLL.!) Pupa muscorum MÜLL. Vertigo pygmaea DRP. 10. Cionella lubrica MÜLL. 11. Succinea pfeijjeri RssM. 12. Carychium minimum MÜLL. 13. Limnaea stagnalıs L. 14. - ovata DRP. 15. - lagotis SCHR. 16. : peregra MÜLL. 17. - glabra MÜLL. 18. - truncatula MÜLL. 19. palustris MÜLL. 20. Dis Jontinalis L 21. Planorbis corneus L. 22 - umbilicatus MÜLL. 28% - vortex L. !) Das einzige bisher gefundene Exemplar erhielten wir von Herrn Konseryator E. KRAUSE. OT N a 24. Planorbis leucostoma MÜLL. 25. - contortus L. 26. - albus MÜLL. 27. - gredleri Bz. 28. = septemgyratus RSSM. 29. - stelmachoetius BET. 30. - glaber JEFFR. SL: - erista L. 32. - nautileus L. 33% - nitidus MÜLL. 34. Ancylus lacustris L. 35. Paludina duboisiana Mss. 36. Bythinia tentaculata L. IL. - leachi SHEPP. 38. Dythinella sp. 39. Vitrella sp. 40. Valvata antiqua SOoW. 41: - piscinalis MÜLL. 42. Sphaerium corneum L. 43. Pisidium amnicum MÜLL. 44, - supinum A. SCHM. 45. - milium HELD. 46. Unio tumidus RETZ. 47. - Datavus (LAM.) MILL. Zum Schlusse halten wir es für unsere Pflicht, zu be- tonen, daß Herr Ziegeleibesitzer ERICH DIETRICH in Ketzin nicht Zeit und Mühe gescheut hat, die wertvollen paläonto- logischen Funde in seiner Grube der Wissenschaft zu retten, und ferner sowohl uns bei unseren Arbeiten in dem schönen Aufschlusse stets das größte Entgegenkommen bewiesen, wie auch der Gesellschaft bereitwilligst die Genehmigung zum Besuch der Grube gegeben hat. Wir verfehlen daher nicht, ihm auch an dieser Stelle unseren verbindlichsten Dank aus- zusprechen. en 50. Zur Frage nach der Altersstellung der oberen Abteilung des Mainzer Tertiärs. Von Herrn €. MoRDZIOL. Aachen, den 20. August 1910. In Nr. 2 dieser Monatsberichte (Februar 1910) hat Herr v. KOENEN einige Einwände gegen meinen Aufsatz „Über die Parallelisierung der Braunkohlenformation im Rheinischen Schiefergebirge mit dem Tertiär des Mainzer Beckens und über das Alter der Cerithienkalkstufe“ (Verhandl. d. Natur- histor. Ver. der preuß. Rheinl. u. Westfalens für 1909) ver- öffentlicht, die mich zu den nachfolgenden Bemerkungen ver- anlassen. Daß ich erst jetzt auf die v. KoOENEnsche Mittei- lung zurückkomme, hat seinen Grund darin, daß mir gerade damals die wichtige Studie von DOLLFUS (Essai sur l’etage aquitanien. Bull. des services de la Carte geol. de la France etc. Paris 1909)!) zugänglich ward, die, wie ich gleich zu Anfang betonen möchte, in mancher Beziehung sehr zugunsten der von mir vertretenen Ansicht eines untermiocänen Alters der Cerithienkalkstufe spricht, obgleich DOLLFUS zu einem anderen Ergebnis kommt. Ferner waren damals Ausführungen über die Altersfrage von Herrn STEUER in Aussicht gestellt, die nun vor kurzem erschienen sind’). Auch hatte ich bald nach dem Erscheinen der V. KOENEN- schen Mitteilung in einem Vortrage auf der a. o. Hauptver- sammlung der „Geologischen Vereinigung“ am 4. Mai d.J. in Frankfurt a. M. bereits Gelegenheit, auf die v. KOENEnschen Ausführungen zu sprechen zu kommen. Ferner möchte ich noch im voraus auf eine Arbeit hinweisen, die z. Z. ın den Verhandl. des Naturhistor. Ver. der preuß. Rheinl. u. Westfalens als [Fortsetzung meines anfangs genannten Aufsatzes im Er- scheinen begriffen ist, und die in erster Linie den Vergleich der Fauna des Cerithienkalks mit dem „Aquitanien“ Südwest- frankreichs zum Gegenstand hat. Reichliches Vergleichsmaterial aus Südwestfrankreich verdanke ich den Herren KINKELIN und DREVERMANN. !) Vgl. auch die etwas später erschienene Notiz: DOLLFUS: Obser- vations sur la classification des terrains tertiaires. Compte rendu somm. des seances de la societe geologique de France, Nr.10. Seance du 2 mai 1910. ?) STEUER: Die Gliederung der oberen Schichten des Mainzer Beckens und über ihre Fauna, Notizbl. d. Ver. f. Erdkunde u. der Großh. : Geol. Landesanst. zu Darmstadt für das Jahr 1909. Darmstadt, S.41—67. — 635. — Zunächst sei bemerkt, daß derjenige, der meinen Aufsatz nicht selbst gelesen hat, auf Grund der v. KoENEnschen Mit- teilung die Meinung erhalten kann, ich hätte auch den Oerithien- kalk für eine Bildung fluviatilen Ursprungs erklärt. Das lag jedoch nie in meiner Absicht, sondern mit dem Ausdruck eines „fluviatilen Ursprungs“ beziehe‘ ich mich lediglich auf die Cerithiensande und -Schotter und nicht auf die Kalke. Auch habe ich diesen Ausdruck der Kürze halber in der Zu- sammenfassung am Schlusse meiner Arbeit gebraucht, nachdem ich vorher meine Ansicht über diese Bildungen etwa in folgender Weise zum Ausdruck gebracht habe: Die Quarzschotter und Sande der unteren Cerithienkalkstufe scheinen deltaartig in die Ablagerungen des Mainzer Beckens einzugreifen. Reine Strandablagerungen dürften es nicht sein; hiergegen spricht ihre große Ausbreitung und ihre vielfach (in der Wetterau!) vorhan- dene fluviatile Struktur'), die sich von der Struktur echter Strandkonglomerate wohl unterscheidet. Die größere Masse dieser Quarzgerölle und Sande dürfte daher zunächst durch fluviatile Tätigkeit aus dem Inneren des damals als niedrig gelegenes Hügelland vorhandenen Rheinischen Schiefergebirges herbei- transportiert worden sein. Diese Gewässer, die also das Material herbeischafften (weshalb ich das letztere in diesem Sinne als von „fluviatilem Ursprung“ bezeichnete), ergossen sich auch teilweise in Form mehrerer Mündungsarme -in das Meer des Mainzer Beckens, wohin sie deltaartig große Massen von Quarzsand und Quarzgeröllen vorschoben. Wenn ich . auch die früheren Ansichten von SANDBERGER und KINKELIN zitierte, weil sie zugunsten dieser Auffassungen sprechen, so geht doch aus meinen Ausführungen (a. a. O., besonders S. 181 u. 189) hervor, daß ich noch nicht einmal in meinen Folge- rungen so weit gehe wie diese Forscher, die sogar innerhalb des Bereiches des Mainzer Beckens (in der Wetterau) echte Flußläufe zur Zeit der unteren Oerithienkalkstufe angenommen hatten?), sondern daß ich die Cerithiensande und -schotter ledig- lich als deltaartig am damaligen Meeresboden eingeschwemmte Massen auffasse, die jedoch nicht allein durch die bran- dende Wirkung am Strande entstanden sind, sondern deren 1) Daß diese Struktur überall vorhanden sein müsse, ist damit nicht gesagt; ich wollte nur mit Nachdruck darauf hinweisen, daß sie in der Wetterau mancherorts in den unteren Öerithienschichten zu be- obachten ist (z. B. Vilbel, Gegend von Münzenberg, Wieseck bei Gießen). 2) Vgl. besonders KınkkLin: Eine Episode aus der mittleren Tertiär- zeit des Mainzer Beckens. Ber. über die Senckenb. Naturf. Ges. Frank- furt a. M. 1890, S: 109—124. Material in dem oben angegebenen Sinne „fluviatilen Ursprungs“ ist. Gern gebe ich jedoch zu, daß dieser Ausdruck unglück- lich gewählt ist und — aus dem Zusammenhang mit meinen übrigen Ausführungen gelöst — leicht zu Mißverständnis Anlaß geben kann, wie das offenbar bereits geschehen ist. Ich wili daher in Zukunft diesen Ausdruck nicht mehr gebrauchen, sondern anstatt dessen die Cerithiensande und -schotter als fluvio-marin bezeichnen, was meine Anschauungen noch prä- ziser zum Ausdruck bringt. Viel wichtiger ist die Frage nach dem Alter der Ceri- thienkalkstufe.. In den letzten Jahrzehnten ist unter der Mit- wirkung von BOETTGER und KINKELIN die vV. KOENENsche Ansicht zu allgemeiner Anerkennung gelangt, daß die alte SANDBERGERsche Klassifikation des Mainzer Tertiärs, wonach die Oligocän-Miocängrenze zwischen CÖyrenenmergel und Ceri- thienkalk fällt, nicht richtig sei, sondern daß der Cerithien- kalk noch in das Oligocän gehöre und erst der sog. Corbicula- kalk die Basis des Miocäns darstelle — eine Ansicht, die bereits allgemein in unsere Lehrbücher (KAYSER, CREDNER u. a.) übergegangen ist. Nun liegt aber der einzige wirkliche Schnitt innerhalb der Schichtfolge des Mainzer Tertiärs zwischen Cyrenenmergel und Üerithienkalk. Dadurch werden zwei stratigraphisch und faunistisch gegensätzliche Abteilungen ab- getrennt. Nach der v. KOENENschen Ansicht würde aber die sonst recht bedeutungsvolle Oligocän-Miocängrenze mitten in die ununterbrochenen Kalkschichten der oberen Abteilung fallen. Das könnte unter Umständen ohne weitere Bedeutung sein, wenn die Fauna des Cerithienkalkes ein oberoligocänes Alter bewiese. Aber ich glaube zeigen zu können, daß dies nicht mit unbedingter Sicherheit der Fall ist. In dieser Hinsicht muß ich auf meine demnächst erscheinende Arbeit (s. oben) verweisen. Nur die allgemeinen Tatsachen seien hier herausgegriffen: Das „Aquitanien“ Südfrankreichs wird jetzt auch von DOLLFUS an die Basis des Miocäns gestellt mit Ausnahme der tiefsten Schichten (Kasselien); seine end- gültige Altersstellung dürfte damit erzielt sein. Zu diesem „Aquitanien“, das früher zum größeren Teil für Oligocän galt, gehört unter anderem die Fauna von Saucats, die nach BOETTGERs früherer und heutiger Anschauung den Cerithien- schichten des Mainzer Beckens entspricht. Darnach wäre zu erwarten gewesen, daß auf Grund dieser Sachlage DOLLFUS dahin gekommen wäre, unseren Cerithienkalk mit dem „Aqui- tanien“ zu parallelisieren. Damit wäre auch DOLLFUS zu einem untermiocänen Alter des Oerithienkalks gelangt, wie ich diese Altersbestimmung aus anderen Gründen schon vorher vermutet hatte, ob allerdings damals mit Recht, ist urlahet geworden, hier aber ohne Bedeutung. Jedoch kam DOLLFUS zu dem Ergebnis, daß der Cerithien- kalk älter als das Aquitanien sei. Er stellt ihn dem franzö- sischen Oberoligocän (Kasselien; Calcaire blanc de l’Agenais) gleich, auf Grund der in beiden Bildungen gemeinsam auftre- tenden Land- und Binnenmollusken, wobei die beiden Bil- dungen gemeinsame Helix Ramondi in der Tat sehr dafür zu sprechen scheint. V. KOENEN, STEUER, KINKELIN und BOETTGER folgen DOLLFUS, der dann sogar noch weiter geht und die m. E. sicher untermiocänen Corbicula- und Hydrobien- schichten ebenfalls in das Oligocän stellt; hierbei folgt ihm STEUER ebenfalls. Daraufhin teilte ich bereits Mitte Mai d. J. Herrn DOLLFUS brieflich mit, daß es bedenklich sei, wenn er sagt, daß das „Aquitanien“ im Mainzer Becken nicht vertreten sei, sondern es sei sehr wohl möglich, daß die Cerithien- und Hydrobienschichten dem „Aquitanien“ identisch und nicht dem südwestfranzösischen Oberoligocän gleichzusetzen seien. Wenn nun STEUER trotz meiner früheren Bedenken, die sich u. a. auch darauf stützten, daß ich schon damals den Cyrenenmergel auf Grund seiner Fauna als oberoligocän an- sehen mußte (a. a. O., S. 178, 179), zu dem Schlusse kommt, daß jetzt über die endgültige Stellung des Cerithienkalks zum Oberoligocän kein Zweifel mehr herrschen könne, so läßt sich doch dagegen manches einwenden, was verdient, mit in Rücksicht gezogen zu werden. Denn dieser Behauptung stehen in erster Linie folgende Tatsachen entgegen: 1. Die brackischen und die wenigen marinen Formen des Cerithienkalks treten gerade in ihren häufigsten Arten in gleicher Weise im Aquitanien der Bordeaux-Gegend (Saucats usw.) auf (z. B. Tympanotomus submargarıtaceus, Potamides Lamarcki und P. plicatus, Perna Sandbergeri, Cytherea in- crassata, Mytilus aquitanicus, Hydrobia ventrosa, H. injlata und H. aturensis). Einige dieser Formen sind sogar im fran- zösischen Oberoligocän noch nicht vorhanden, sind also in gewissem Sinne charakteristisch für das untermiocäne Aquitanien (z. B. Mytilus aquitanicus, Hydrobia inflata). 2. Die von STEUER als „oligocäne Formen“ aus dem Cerithienkalk angeführten aren gehen zum Teil — sofern es gemeinsame beider Gebiete sind — auch in Südwestfrankreich aus dem Oligocän in das Miocän (zum Teil ziemlich weit) hinein. Diese Arten können also nur mit Vorsicht für ein oligocänes 42 el Alter unseres Cerithienkalks verwertet werden (z. B. Perna cf. Sandbergeri oder Soldanı, Uytherea incrassata, Potamides Lamarcki, Cyrena conveza). 3. Andererseits halte ich den Cyrenenmergel für den Vertreter des Oberoligocäns (ob aber die „Elsheimer Meeres- sande“ nicht doch mitteloligocän sind, lasse ich einstweilen offen). Für meine Ansicht spricht, daß erstens die Faunen- elemente des Cyrenenmergels (besonders die marinen) weit- gehende Übereinstimmung nicht nur mit dem Mittel-, sondern auch mit dem Öberoligocän von Kassel zeigen (z. B. Pectun- culus obovatus, Corbula rugulosa, Tellina Nysti, Cytherea incrassata, Isocardia subtransversa, Phasianella ovulum, Perna Sandbergeri, Pecten pictus, Natica helicina, Typhis cuniculus, Rissoa turbinata), während zweitens eine höchst auffallende Analogie mit französischen Öberoligocänbildungen besteht, hier auch unter den Brackwasserbewohnern. Be- merkenswerterweise trifft dies in beiden Fällen für die wichtigsten Formen des Cyrenenmergels zu, z. B. Tym- panotomus margaritaceus, Potamides Lamarcki, Cytherea incrassata, BRissoa turbinata, Perna Sandbergeri, Murex conspicuus, Hydrobia Dubuissoni und Anthracotherium mag- num, das im Mainzer Becken nur bis zum ÜCyrenenmergel hinaufreicht und aus der Wirbeltierfauna des Öerithienkalks nicht bekannt ist, Formen, die zum Teil auch Hauptleit- formen des französischen Oberoligocäns sind. Es dürfte daher wohl zweckmäßig sein, erst einmal diese Tatsachen in anderer Weise zu erklären, ehe man ein oberoli- gocänes Alter des Oerithienkalks als feststehend anerkennt. In Anbetracht dieser und meiner früher ausgeführten Gründe halte ich es vorerst für das beste, die alte SANDBERGER- sche Klassifikation so lange für richtig zu halten, bis sie widerlegt ist. Das ist aber bis heute noch nicht ge- schehen, und trotzdem hat man sie so gut wie allgemein aufgegeben. Nur LEPSIUS macht unter den Geologen des Mainzer Beckens hierin eine Ausnahme. Es ist einleuchtend, daß zu einer endgültigen Entscheidung der von mir nes Kemer Altersfragen noch viele palä- ontologische Einzeluntersuchungen notwendig sind. Mit dieser Notiz sollte nur gezeigt werden, daß die Altersbestimmung für das Mainzer Tertiär einer Revision bedarf, und daß ins- besondere ein oberoligocänes Alter für den Cerithienkalk noch nicht als zweifellos gelten kann. Noch bedenklicher dürfte die DOLLFUS-STEUERsche Annahme eines oligocänen Alters auch der Hydrobienkalkstufe sein. GERT b 5 9 Bere, 5l. Beitrag zur Tektonik des nördlichen Schwarzwaldes zwischen Baden-Baden und Herrnalb. Von Herrn Ernst BECKER. Mit 1 tektonischen Übersichtskärtehen!) und 7 Profilen im Text. Heidelberg, den 2. Juni 1910. Einleitung. Seit Erscheinen H. v. Ecks Karte in 1 :50000 und seiner „Geognostischen Beschreibung“ ?) des in Rede stehenden Absehnittes des nördlichen Schwarzwaldes liegen nur Arbeiten vor, die sich nicht mit der dortigen allgemeinen Geologie beschäftigen, sondern mit speziellen Fragen. Außer den in der Großh. Bad. Geolog. Landesanstalt (Bd. V, 1907, S. 347 ff.) veröffentlichten paläontologischen Studien von J. T. STERZEL sei nur noch diejenige von H. EiSELE?) hervorgehoben, die sich die Untersuchung der genetischen Beziehungen der älteren, krystallinen Vorkommen (— Übergangsgebirge) zu den jüngeren Graniten der Gegend zur Aufgabe stellte. H. v. ECKs hervorragende Veröffentlichungen bilden so- mit die jüngsten Mitteilungen bezüglich des allgemein - geolo- gischen Charakters jenes Gebietes. | Letztgenannter Forscher hat in seinem bereits zitierten Werk eine Übersicht über die vor ihm stattgefundenen, ein- schlägigen Veröffentlichungen gegeben, so daß Verf. sich be- gnügen kann, hierauf zu verweisen. Die seit Erscheinen des EcKschen Werkes geschehenen Einzelforschungen in unserem südwestdeutschen Gebirgskomplex haben ergeben, daß die Absenkung der Rheintalscholle in ihren heute erkennbaren Folgen sich nicht nur in Abbruchs- linien am Rande gegen die stehengebliebenen Horste zu er- kennen gibt. Dieses gewaltige, erdgeschichtliche Phänomen .der Rheintalsenkung hat vielmehr seine Spuren hinterlassen bis weit in jene Horstgebirge hinein. | 1) Mit Rücksicht darauf, daß die Blätter Baden-Baden und Gernsbach in geologischer Bearbeitung nicht mehr allzulange auf sich warten lassen dürften, sei im übrigen auf den Vergleich mit Ecks Karte hingewiesen. 2) Jahrb. d. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanst. Berlin 1892. 3) Diese Zeitschr. 59, 1907, 5. 131. | 42° — oA) — Man wird dem Verf. zugeben können, daß seit EcKs Ver- öffentlichung das Kapitel der „Tektonik“ in der „Allgemeinen Geologie” eine beachtenswerte Erweiterung erfahren hat auf Gruud der kartographischen Aufnahme, innerhalb jenes Kapitels im besonderen die Frage der „Bruch“-Vorgänge gegenüber dem „Faltungs“-Phänomen. Obwohl die Ecksche Karte einige „Verwerfungs“linien auf- weist, wurden dennoch damals Lagerungsverhältnisse auf die paläozoische Gebirgsfaltung allein zurückgeführt, welche wir heute notwendig als Ergebnis von Verwerfungserschei- nungen jüngeren Datums auffassen müssen. Unter solchen Hinweisen auf die früheren Forschungen, möge es dem Verf. gestattet sein, seine an Ort und Stelle ge- machten Beobachtungen hier niederzulegen, in welchen er glaubt, in manchem von den Anschauungen älterer Forscher abweichen zu müssen. Im Herbst 1908 war ich von der Direktion der Großh. Bad. Geologischen Landesanstalt mit der Herstellung eines geologischen Profils der Murgtalbahn von Gernsbach bis zur württembergischen Landesgrenze beauftragt worden. Diese Bahn zweigt von der Rheintalbahn in Rastatt ab und besteht bis zu dem 6 km oberhalb Gernsbach gelegenen Ort Weisenbach schon längere Jahre. Die Fortsetzung von letztgenanntem Ort bis zu dem etwa in der Mitte des Murgtales gelegenen Forbach befand sich im Herbst 1908 im Bau. Von Forbach bis zur Landesgrenze ist die Bahnlinie in ihrer Trace festgelegt und bereits in der jüngsten Auflage des topographischen Blattes. „Forbach“ (bad. Nr. 74) eingetragen!). Die Untersuchungen der neuen Bahnlinie durch den Verf. begannen bei Weisenbach. Naturgemäß bildete dennoch das nördliche Areal des Blattes Gernsbach für Verf. die Basis für seinen Spezialauftrag. Von Rastatt fährt die Bahn nach Eintritt in das Gebirge: unterhalb Rothenfels durch triadische Formationen, die jedoch im allgemeinen von diluvialen Ablagerungen verdeckt. sind (vgl. Ecks Karte). Bei dem Ort Ottenau schließt die Bahnlinie permische Ablagerungen auf, und zwar Oberes Rotliegendes, welches. zunächst bis zum Ort Hörden links von der Fahrtrichtung, das Gehänge des Murstales bildet. ') Längsprofile sowohl der im Bau befindlichen als auch der projektierten Teilstrecke nebst Erläuterungen sind den Akten der Großh. Bad. Geolog. Landesanstalt einverleibt worden. — 641 — Am Südausgang von Hörden beobachten wir zur rechten Seite einen langen schmalen Bergrücken, der sich zungenartig von dem westlichen Badener Gebirgskomplex gegen das Murg- tal vorschiebt und ebenfalls aus Schichten des Oberen Rot- liegenden besteht. Dessen östliches Ende, im Verein mit den Rotliegend-Felsen am rechten Murggehänge, bildet gleichsam ein schmales Tor, durch welches sich die Murg in früheren, geologischen Zeiten hindurchgearbeitet hat. Durch dieses Tor in der Rotliegend-Formation tritt die Bahn in den weiten Talkessel von Gernsbach ein, dessen Boden fast zur Hälfte seiner W—O-Ausdehnung von dem vielverzweigten Murgfluß eingenommen wird. Von Hörden ab aufwärts ziehen sich beiderseits der Murg die Gehänge nach Ost und West zurück, um sich ober- halb der Stadt Gernsbach wieder zu einem engen Tal zu ver- einigen. Nach Verlassen des Ortes Hörden erkennt das geologisch geschulte Auge von der Bahn aus linksseitig an dem allge- meinen Charakter des östlichen Murgtalgehänges das Anhalten der permischen Formation bis zum Passieren des Leuters- bachtälchens, das, von Loffenau kommend, in den Gernsbacher Talkessel mündet. Mit Verlassen des Bahnhofs Gernsbach tritt die Bahn in das abermals sich verengende Tal der Murg ein, und zwar in Granit, um diesen bis zur Landesgrenze, einschl. der projek- tierten Reststrecke, nicht mehr zu verlassen. Ein Blick auf die EcKsche Karte zeigt, daß das Granit- massiv von Gernsbach ab südwärts Höhen von 600 m (Teufels- mühle) erreicht und in jener Meereshöhe sich erst der Bunt- sandstein aufsetzt; ferner sehen wir, daß das Nordgehänge des Leutersbachtales von Rotliegendem, das Südgehänge da- gegen bis in höheres Niveau von Granit gebildet wird. Solche Verhältnisse mußten mir von vornherein den Ge- danken nahelegen, daß der Leutersbachgrund den Verlauf einer über die Murg setzenden Verwerfung darstellen möchte: Die mir für die Begehung der neuen Bahnstrecke gewährte Zeit und andere Berufsarbeiten gestatteten mir nicht, im Herbst 1908 jener tektonischen Frage nachzugehen, und erst das folgende Frühjahr 1909 gab mir Gelegenheit dazu. Während die EcKsche Karte aus Mangel an Isohypsen eine genaue Feststellung der Lagerungsverhältnisse nicht zuläßt, unterrichtet uns die „Geognostische Beschreibung“ in allen Einzelheiten durch Angaben von Höhenpunkten für die verschiedenen Grenzlinien zwischen zwei stratigraphischen Hori- a zonten sowie durch die lokal genau bestimmten Maßzahlen für die Einfallswinkel über die Lagerungsverhältnisse. Verf. machte es sich zur Aufgabe, die Höhenlagen der für die vorliegenden Fragen in Betracht kommenden Sedimente an Ort und Stelle in die topographischen Karten einzutragen und auf solche Weise die von ECK gegebenen Horizonte nachzuprüfen. Aakdbrechtawei N z mreiolheim Mooobrom F » N v A 1,7 Lichefberg =, 489 — 37 EN ses \ 2 m, Q VID: N ee = o \ RN, ae GT 2 Vena Lz==- 93 A ARTEN N er 32 2 & R © Orr (px ; {7 % N Horbs en = Berne ) or Ar fl Y amnven W SL N) & 2 (7 U = ng. |Obertaror Kei»5bg. Y ZN, ’ AANE 438, An \ N Iperst 9% Kuche Weisenbach AN 787,3 Aa Pa. H { © 2 A» Hirte 29 \ Ss Hechbg nr = Bar m ala ES N 7 [0] 7 2 3 4 5 6 7 & &) Fig. 1. Tektonisches Übersichtskärtehen des nördlichen Schwarzwaldes. 1 von Eck, 2 vom Verfasser beobachtete Verwerfungen. Obwohl nun aus der Eckschen Karte jene Horizonte nur annähernd, beim Mangel an Isohypsen, zu ermitteln waren, fand Verf. eine solch einwandfreie Übereinstimmung mit den Ec&Kschen Höhenangaben, daß jene ältere Karte unmittelbar als Vorlage (in doppeltem Maßstab) zur Übertragung auf die Meßtischblätter gelten könnte, abgesehen von den Quartär- bildungen, deren kartographischen Darstellung und Gliederung man damals nicht die Bedeutung wie heute beigemessen hat. Der Eckschen Karte entspricht nicht ganz das Areal, welches von den beiden Meßtischblättern „Baden“ und „Gerns- le bach“ einbegriffen wird. Nach meinem Dafürhalten besteht die Wahrscheinlichkeit, daß eine erneute Aufnahme des Gebietes der stratigraphischen Einteilung ECKs bezüglich des Oberen Rotliegenden, in 9 Unterabteilungen, sich nicht anschließen dürfte. ECK hat das Obere Rotliegende in 4 Konglomerat- abteilungen zerlegt, deren Unterabteilungen durch eingeschaltete Schiefertonlagen dargestellt werden. Auf Grund meiner örtlichen Beobachtungen im Vergleich mit den in ECKs Karte eingetragenen Schiefertonlagen glaube ich in der Annahme kaum fehlzugehen, daß jenen Schiefer- tonen z. T. der allgemeine Wert von stratigraphischen, durch- ziehenden Elementen abgesprochen werden muß!). Unter Zugrundelegung der Auffassung, welche Verf. über die Einteilung des Oberen Rotliegenden gewonnen zu haben glaubt, ist auf den Profilen eine Zusammenziehung in folgender Weise erfolgt: nach Eck nach Verf. Be 4: Konglomerat 2... ......2 20 > Re MR NÜberer Schieferton 0 22 7... ee n — Konglomerat zwischen Mittlerem und OberemeSchieferion 2.0... 2.0 | BrEnN m = Konglomerat unter Öberem Schieferton - | re Bm 73. Konolomerat 2...7 .2.2..22% ; a Mittlerer Schieferton. . .. .enrcr.. lee m 322. Konolomerat ra... en. , Eraser De = Unterer. Schieferton =. . ...., lane = a le Konglomerates >. nn. ee Allgemein Geologisches. Wie bereits erwähnt, besteht das untere. Murgtal von der Rheinebene ab aus Ablagerungen der Unteren Trias und des obersten Perms. Letzteres stößt in einer allgemeinen Linie: Ober-Beuern— Müllenbild— Gernsbach — Loffenau--Buch- rücken— Gaistal scharf ab gegen das Granitmassiv östlich der Murg und gegen ältere permische bzw. carbonische Ab- lagerungen zwischen Murg- und Oostal. Von den Sedimenten nördlich der genannten Linie kommen für uns nur solche des „Oberen“ Rotliegenden in Betracht. Nur bei Gaggenau tritt noch eine Scholle von Mittlerem Rotliegenden zutage, welches im südlichen Areal überhaupt nicht vorhanden ist. 1) Nach Eck (S. 369 u. 371) keilt sich z. B. der Obere Schieferton (— 0), der nach Herrnalb zu eine Mächtigkeit von ca. 30 m aufweist, gegen die Murg hin völlig aus, um erst gegen Merkur und Eberstein- burg zu wieder anzuschwellen. — 1044. — Südlich einer Linie: Kohlplättle— Unterdorf lagern sich in Diskordanz über den Graniten, aber unter sich wieder in konkordanter Folge, Oberes Carbon und Unteres Rotliegendes. Das Mesozoicum ist allein durch den Buntsandstein ver- treten, der mit seiner Unteren und Hauptabteilung den Merkur- und Kl.-Staufenberg bedeckt. Indessen legt sich diese tria- dische Formation von einer Linie Steinberg— Hochberg— Teufelsmühle ab südwärts bei 700 m bzw. 600 m auf das Granitmassiv auf. Aus EcKs „Geognostischer Beschreibung“ ist un- zweifelhaft ersichtlich, daß das: Grundgebirge einschl. der carbonischen und permischen Sedimente (letztere mit Aus- schluß der jüngsten Abteilung = ro,) einem spätpaläo- zoischen Faltungsprozeß unterworfen war. Für alle jene Sedimentformationen besteht in der Hauptsache ein mittleres Fallen gegen NW bzw. NNW mit Neigungswinkeln von 15— 30°, stellenweise bis 42° im Maximum. Nur ganz lokal wird das Fallen flacher mit 7—10°. Schichtenneigungen in SO und anderen Richtungen der Windrose bestehen freilich ebenfalls und dürften durch oberflächlich sich abspielende Stauchungs- oder Knickungserscheinungen zu erklären sein. Wie wir im Verlauf der weiteren Besprechungen sehen werden, ist die Tatsache, daß die den alten Faltungsprozeß verratenden Schichten mit Einfallen in NW überwiegen, und ihre Gegenstücke mit entsprechendem Gegenfallen vermissen lassen, auf tektonische Vorgänge in weit jüngerer Epoche der Erdgeschichte zurückzuführen. Meine Aufnahmen haben in Übereinstimmung mit ECK für die triadischen Sedimente der Merkurscholle (d. i. Merkur- und Kl.-Staufenberg zusammen- gefaßt) ergeben, daß für jene eine fast horizontale Lagerung mit bis zu 5° wachsender Neigung in NW besteht, ein sanftes Einfallen in SO dagegen für deren Äquivalente vom Stein- und Hochberg bzw. Teufelsmühle ab südwärts. Hieraus erhellt aber die Unmöglichkeit, daß der Bunt- sandstein unseres Gebietes jemals einem Faltungsprozeß unter- legen haben kann. In diesem Teil der Lithosphäre muß ein Zustand lange andauernder Ruhe eingetreten sein vor Beginn der Triasära (vgl. letzten Abschnitt dieser Arbeit.) Verwerfungserscheinungen westlich der Murg. EcKs Karte weist in ihrem Nordwestquadranten mehrere Verwerfungslinien auf, von denen nur die von Dollen über Eber- steinburg nach Selbach verlaufende vorläufig in das Bereich der Betrachtung gezogen werden soll. Diese Verwerfung. setzt 'yoRra‘z = Sunyoyaoqn) -31944007j wep yoeu anyaop aoqn Zanquregsaogy uoA T ]yoag = ld SIYPU9ZHLNON U19}S , ee NER -puesyung ‚ul9Jspuesruner UOogIe,) s919}u]] sSIAIO uo1oyuf) JLueıIı) S9194O aoqn Ynyas A9OAI9JuN I9IOTIIMNI 191940 UMTANILA BECHE-mN Y [o jo 1[o| jeumEı DM BEL [e Tee] ZA [o [0 To] 94 99 .n8 /P wIL 6 8 2 9 S 4 £ [q "00L [7 7 GEBE ZEE EE 5 EIER 5 >) 2 IR 7 FE 908 5 un IB HATTE: 7, 72204, a ZZBHTEEN IE AN EZAL RRESEH Ä ne "00 ı s nd = 00% | I N \ l | i “009 i | I | z u > | 659 ı | | | N! | aa | " j \ | I I | . | | F ann | | | | I U, | 066" vos (2’9T2) usgqeıs ypeq opreu yorq prg opyerd 3194 AnmH (6'129) peqsulag) 319qy90H -S[oydIoy -uny -sämM -yny -usJmW -IyoM -uomegs 'Ty ANNIOW -uapeg : ug — bb — hart nördlich der Straße von Baden nach Gernsbach bzw. Öttenau an der Stelle hindurch, wo die andere Straße nach dem Ort Ebersteinburg abzweigt. Von jenem Straßenknoten bis zur Verwerfung bilden die Schichten des oberen Konglomerates (ro,) die Decke, während nördlich der Verwerfung die oberen Schiefertone (= m) bzw. das 3. Konglomerat (= /) herrschen (lu. m = ro; ? b. Verf.) Letztere haben nach ECK ein ziemlich steiles Einfallen in NW. Die Neigung der südlich der Verwerfung gelegenen Sedimente bis zur Badener Straße ist dagegen nach SO gerichtet‘). Profil 1 (S. 645) legt einen Schnitt von Ort Eberstein- burg über Merkur nach dem Hochberg. In diesem sind die entgegengesetzten Neigungen der permischen Schichten nördlich und südlich der EcKschen Verwerfung zum Ausdruck gebracht. Der Buntsandstein setzt sich dagegen in fast hori- zontaler Lagerung auf die paläozoischen Abteilungen auf. An der Badener Straße und bei Kohlplättle am Südost- hang des Kl. Staufenbergs tritt unter dem Buntsandstein nur die hangendste Abteilung des Oberen Rotliegenden (ro,) zu- tage, während an den West- und ÖOstflanken der Merkurscholle in tiefer erodierten Lagen die Konglomerate der 3. und älteren Abteilungen die Gehänge bilden. Gehen wir vom Kohlplättle in der Trace des Profils 1 gegen SO, so treten wir aus der obersten Konglomeratabteilung direkt in das Untere Rotliegende ein, konkordant so- dann in Oberes Carbon. Mit dem Anstieg von Müllenbild, dem tiefsten Punkt in der Profillinie, gegen SO bewegen wir uns ausschließlich über granitisches Gestein bis zum Hochberg, an dem sich bei etwa 680 m der Buntsandstein wieder einstellt. Betrachten wir in Profil 1 nur allein die Lagerungsverhältnisse des Buntsand- steins auf der Badener Höhe im Vergleich mit demjenigen der Merkurscholle, so ergibt sich eine tiefere Lage von ca. 200 m, bezogen auf die Basis jener Triasablagerung. Abgesehen von den Verschiedenheiten in den Höhenlagen des Buntsandsteins, die an sich schon auf das Bestehen einer Verwerfung hinweisen, beweist der Südosthang des Kl. Staufenbergs ihr Vorhandensein. | Wir haben uns bereits bei Verfolgung des Profils 1 über- zeugen können, daß beim Kohlplättle das Untere Rotliegende von dem Buntsandstein durch die hangende Abteilung des Oberen Rotliegenden getrennt wird. Es fehlen also hier Vol. I. y. Ber: ara, 0.944812 5218 AB in der Konkordanz sämtliche Abteilungen des Rotliegenden vom Mittleren dieser Formation bis einschließlich des 3. Konglomerates (ro,). Die EcKsche Verwerfung bei. Ebersteinburg läßt die Ab- senkung des südlichen Teiles, d. i. der Merkurscholle, mit einer Schleppung der Schichten ‘erfolgen, wodurch deren SO- Fallen bis zur Badener Straße bei Ebersteinburg bedingt wird. Die diskordanten Lagerungsverhältnisse der Sedi- mente zwischen Kl. Staufenberg und Kohlplättle lassen sich ebenfalls nur durch einen Verwerfungsvorgang erklären, und hierbei ist es von Bedeutung, daß die Gesamtmächtigkeit der hier fehlenden Perm- Abteilungen nahezu 200 m beträgt, also völlig in Einklang steht mit dem Ausmaß des Höhenunter- schieds der beiden äquivalenten Trias-Horizonte. Gegenüber dem Einwand, daß das steile nach NW ge- richtete Fallen der perm-carbonischen Schichten unter dem Kl. Staufenberg!) ebenfalls auf eine Schleppungserscheinung an der vom Verf. behaupteten Verwerfung zurückzuführen sein möchte, ist ins Feld zu führen, daß zwischen Kl. Staufenberg und Müllenbild die gleiche Neigung besteht. Nun müssen wir die Aufmerksamkeit auf Profil 2 (S. 648) lenken, das als unmittelbare Ergänzung zu Profil 1 gelten muß. Es verläuft vom Ort Staufenberg bzw. Unterdorf nach dem Gernsberg; da in dem Areal zwischen Murg- und Oostal die Merkurscholle als isolierte Buntsandsteininsel sich dar- bietet, so erfaßt Profil 2 naturgemäß jene Trias-Abteilung nicht mehr. Dagegen tut es dar, daß im Ort Unterdorf das Untere Rotliegende gegen das Obere scharf abstößt. In Verfolgung dieses Profils gegen SO treten wir wieder konkor- dant über Unteres Rotliegendes in Oberes Carbon, das aber nun im Gegensatz zu Profil 1 nicht sein Ende in dem tiefsten Punkt der Profillinie erreicht, sondern sich auf den Gernsberg hinauf bis zu 460 m hinzieht, und zwar diskordant. Dies beweist, daß Sedimente der Steinkohlenperiode sich bis _ zu jener Höhe von fast 500 m auf Granit abgelagert hatten, aber der Denudation sich durch besonders günstige Verhält- nisse entzogen haben. Will man einen Verwerfungsvorgang in der Linie Kl. Staufenberg— Unterdorf nicht anerkennen, so bleibt nur die einzige Erklärung übrig, daß an der Ebersteinburg-Verwerfung allerdings eine Vertikalverschiebung der Merkurscholle statt- !) In Profil 1 nur angedeutet, da nicht vom Verf., dagegen von Eck beobachtet und mitgeteilt a. a. O. — WA = gefunden habe. Die Tieferlegung des die Sedimente unter- teufenden Granits mit einer Neigung gegen NW könnte Ver- anlassung gewesen sein, daß die Ablagerungen des Rot- liegenden und des Buntsandsteins auf jener schiefen Ebene abgeglitten und so die am Kohlplättle-Sattel über Tag fehlenden Abteilungen in den Berg hineingezogen worden seien unter Zurücklassung des Unteren Rotliegenden. Eine solche An- nahme birgt jedoch wenig Wahrscheinlichkeit in sich. Will man auch der Verschiedenheit in der Höhenlage der in Vergleich gebrachten Buntsandsteinabschnitte eine aus- [e=) se » S ® a oO 8m SZ u RS 2,9 S Sg EaiN S ® 22 25 ae 5) OR = Au 5: mx no (@} -— je = 3 © =) .. © ..o Et m oo 5 Red oO on IS 4 = Be EHE ® = (6) D = an un (6) & ea | fe l ! | I ! ; \ Son | | | | | nn \ \ j ' I 4 j 400 i \ __L#00 m f ' I I I o 1 2 Gr 3 42H Fig.3 — Profil 2 von Staufenburg nach dem Gernsberg. Signaturen und Überhöhung wie Fig. 2. reichende Beweiskraft für eine bestehende Verwerfung ab- erkennen, so ist noch ein wichtiger Faktor in Betracht zu ziehen, der bisher noch keine Erwähnung gefunden hat. : In dem Gebiet östlich der Murg schaltet sich zwischen Granit und Buntsandstein fast auf der ganzen Erstreckung von Teufelsmühle bis nach Herrnalb das oberste Konglomerat des Oberen Rotliegenden mit ca. 20 m Mächtigkeit ein. Nun weist EcKs Karte im Abschnitt westlich der Murg am Steinberg eine kleine Scholle jenes Horizontes bei ca. 660 m auf. ECK spricht sich hierbei für die Wahrscheinlichkeit aus, daß jenes Jüngste Glied der paläozoischen Sedimente unter den triadischen eine allgemeine Bedeutung zukommen dürfte. Durch CARL REGELMANN!) ist dies heute für die Gegend von Schönmünzach bis zum Kniebis dargetan worden, und ') Vgl. Dissertation. Stuttgart 1903. S. 22. — 6419 — Herr THÜRACH bestätigte dem Verf. das gleiche für die Gegend von Herrnwies. Es kann also heute keinem Zweifel unter- liegen, daß das oberste Konglomerat auf der Badener Höhe das Zwischenlager bildet zwischen Rumpfgebirge und Bunt- sandstein, wenn auch in einzelne Schollen aufgelöst. Hier- aus ergibt sich weiter, daß vor Ablagerung des obersten Kon- glomerates alle älteren Sedimente bis zum Granit abgetragen waren, und ferner, daß die heutige diskordante Auflagerung jenes paläozoischen Restes in besonderen tektonischen Ereig- nissen ihre Begründung zu suchen hat. Zu dieser Frage wird ein späterer Abschnitt Stellung zu nehmen haben. MNW.: [= = B R Srig ee = Sg en © ‚DO Sa = ie) ae = = gern = = ao I | | | 500 | 1 400m i IT. 200 ID E 2 200 100 & Pr01 A700 { 2Hm Kb an 2 Fig. 4 — Profil 2a. Ergänzungsprofil durch die Gernsbacher Rotliegendscholle. Signaturen und Überhöhung wie Fig. 2. Die Höhendifferenz in der Lage des Oberen Rotliegenden am Steinberg im Vergleich mit der Scholle des Oberen Carbons auf dem Gipfel des Gernsberges (b. 460 m) entspricht an- nähernd der Mächtigkeit desjenigen Schichtkomplexes, welcher sich in Konkordanz zwischen jene beiden Horizonte einzu- schalten hätte. Dennoch kann aber der Ausfall der paläo- zoischen Sedimente am ganzen NW-Hang der Badener Höhe bis zur Linie Kl.-Staufenberg—Beuern nur als Werk der ab- tragenden Kräfte angesehen werden. Dieses nivellierende Phänomen konnte aber erst in Tätigkeit treten nach erfolgter Absinkung der Merkurscholle. Die Ecksche Karte läßt uns ferner erkennen, daß vom Kohlplättle aus durch den Müllenbachgrund bis Ober-Beuern das scharfe Absetzen der ältesten gegen die - jüngeren permischen Abteilungen fortbesteht und andererseits ostwärts bis nach Gernsbach hin. BER 6 © 0 Rasa In dem Abschnitt zwischen Oos und Murg haben wir mithin mit einer Verwerfungslinie zu rechnen: Ober-Beuern—Kohlplättlesattel—Ort Staufenberg, in SW—NO gerichtet, von dort bis in die Stadt Gerns- bach hinein in OSO streichend. ECK läßt die Verwerfung Dollen— Selbach bei letzterem Ort endigen. Beobachtungen in dem Abschnitt zwischen dem Selbach-Tälchen und dem Gernsbacher Talkessel lassen es mir wahrscheinlich erscheinen, daß etwa an dem sogenannten „Lieblingsfelsen“ eine Verwerfung hindurchsetzt, die ich mit der zuvor erwähnten in Verbindung bringen möchte. Auch die Verhältnisse des Murgbettes bei Gernsbach selbst dürften eine gewisse Bestätigung enthalten. Am oberen Ende der Stadt fließt die Murg auf anstehendem Granit. Hart unter- halb dagegen ist das Flußbett erfüllt von Schotter mit Blöcken bis zu 2 m Durchmesser, und kein einziger anstehender Granit- fels gibt sich hier zu erkennen. Diese quartären Schotter erreichen zweifellos von unterhalb Gernsbach an eine beträcht- liche Mächtigkeit, was nur dadurch zu erklären sein dürfte, daß hier das anstehende Grundgebirge in tieferem Niveau zu suchen sei. Das Verschwinden des anstehenden Granits ent- spricht der Mündung des Leutersbaches. Ich glaube somit annehmen zu sollen, daß die beiden bisher besprochenen Verwerfungen westlich der Murg sich bei Gernsbach scharen. Da die Lagerungsverhältnisse der paläo- zoischen Sedimente wie bis zum Oostal auch jenseits desselben in SW-Richtung in gleicher Weise fortbestehen, so ergibt sich, daß die vom Verf. behauptete Verwerfung zum mindesten bis Geroldsau ihre Fortsetzung finden dürfte. Westlich der Murg erkennen wir somit die Absenkung eines Gebirgsstückes in Form eines nahezu rechtwinkligen Dreiecks, dessen kleinere Kathete etwa durch den vorderen Gebirgsrand zwischen Dollen und Vromberg angedeutet ist (s. Übersichtskärtchen). Dort stellen sich jedoch die von ECK verzeichneten reichlichen Bruchlinien am Gebirgsrande gegen das Rheintal ein. Das Gelände südwestlich. des Oostales soll jedoch nicht weiter in das Bereich unserer Betrachtung ein- bezogen werden, da ich dort im wesentlichen auf Ecks Mit- teilungen zu fußen hätte, und mir dort eigene Beobachtungen nicht hinreichend zu Gebote stehen. EcKs Karte weist nun noch einen kleinen Abschnitt des 3. Konglomerates (ro; = m) auf, der sich von Gernsbach aus in WSW in das Untere Rotliegende vorschiebt. Profil 2 hat diese kleine Scholle nicht mehr erfaßt, und so war es not- Pe, 6 y m wendig, noch ein Ergänzungsprofil (2a, S. 649) beizufügen, das erkennen läßt, daß auch hier wieder das 3. Konglomerat sich diskordant auf bzw. an das Untere Rotliegende lagert. Während nach ECK ein im allgemeinen ziemlich steiles Einfallen in NW statthat, kommt hier dem 3. Konglomerat eine flachere Neigung zu. Also ‚hier muß eine kleine Scholle von rhomboidaler Form sich in die Tiefe versenkt haben, so daß die fehlenden Abteilungen von ro, bis rm usw. unter dem Niveau des zu Tage anstehenden Unteren Rotliegenden zu suchen sind, wie dies durch Profil 2a schematisch angedeutet wird. Diese Einbruchsscholle bildet den Rücken zwischen Wald- bach- und Träufelbach-Runze und fällt mit ihrer Nordbegrenzung in die südliche der Hauptverwerfungen (vgl. Übersichtskärtchen). Verwerfungsvorgänge östlich der Mureg. In der Einleitung wurde bereits der nach des Verf. Dafür- halten bestehenden Verwerfung gedacht, welcher der Leuters- bachgrund bis Loffenau sein Dasein verdankt. Das nörd- liche Gehänge besteht bis zur Sohle des Tälchens herab aus dem 3. Konglomerat (ro, = m). Das 4. Oberste des Rotliegenden ist vom Merkur ab bis zum Heuberg oder Heukopf (östlich der Murg) und nördlich der Teufelsmühle— Hochberg-Linie der Abtragung anheimgefallen. Am Südausgang des Ortes Hörden, hart östlich der Bahn (am Galgenberg) stehen die Felsen, aus jenem 3. Konglomerat gebildet, entblößt an und lassen eine Messung des Fallens und Streichens mittels des Bergkompasses zu. Verf. stellte hier ein N 35—40° W gerichtetes Fallen bei 20° Neigung fest!). Ein solches Einfallen gehört nach ECKs Angaben bereits zu jenen lokalen Erscheinungen, an denen die Neigung eine „beträchtlich flachere“ wird, als sie im allgemeinen für die permische Formation unseres Gebietes die Norm bildet. Von den Höhen NO der Mündung des Leutersbachs in den Gernsbacher Kessel führt ein Hohlweg herab, an dessen unterem Ende durch einen Wasserriß der Granit unter dem Rotliegenden aufgeschlossen ist. Mit Hilfe einer hier in der topographischen Karte eingetragenen Höhenzahl 172,5 im Alluvialboden des Murgtales, läßt sich die Grenze Granit— Perm als auf ca. 180 m gelegen bestimmen. Das linke Ge- hänge des Leutersbachgrundes besteht von der Sohle an in ca. 100 m aus Granit, über dem sich bei 290 m das 3. Kon- 1) Vgl. Eck: S. 440 fi. —. 03 glomerat wieder einstellt, das in Form einer schmalen Zunge sich von Loffenau bis zum Galgenberg bei Gernsbach vor- schiebt. Profil 3 (Fig. 5) legt einen Schnitt vom Hühnerbach!) über Gernsbacher Galgenberg— Alte Weinstraße— Lautenfels nach Teufelsmühle Der Hardtberg und Alte Wein- straße (d. i. Wachholderkopf) tragen bei 380 m eine schwache Kappe wieder des 3. Konglomerates (vgl. Ecks Karte) in fast horizontaler, schwach in NNW geneigter Lagerung. In 600 m Höhe schaltet sich endlich zwischen Granit und Bunt- Gernsb.— Herrnalb Igelbach Lautenbach ° Ebene Hühnerberg ° Leutersbach Alte Weinstr. Lautenfels Lautenstein- Gemk. Grz. Str.: Teufelsmühle IE I——aaret RDEIELEEIEIIIDIRIDIDEIIRA 9 4, GER > E ze N ER - an 2 7 I Fig.5 — Profil3 von Hühnerberg über Lautenfels nach Teufelsmühle. Signaturen und Überhöhung wie Fig. 2. sandstein das oberste 4. Konglomerat mit 20 m Mächtigkeit ein, das durchlaufend zu verfolgen ist bis in den oberen „Alb-“ Abschnitt. Ä Profil 3 tut somit den staffelförmigen Abbruch in zwei Zwischenetappen dar. Bei der immerhin noch steilen Neigung der Sedimente nördlich des Leutersbachs in NW, bei den kaum von der primären Lagerung abweichenden beiden Rotliegend- Resten in 300 bzw. 400m Meereshöhe und endlich bei dem Fallen der Schichten südlich der Teufelsmühle usw. in SO, können die verschiedenen Niveaudifferenzen äquivalenter bzw. nahe- zu äquivalenter Sedimente nicht anders als durch Bruch- vorgänge begründet werden. Der Granit unter der Sohle des Leutersbachs ist daher gegen die Teufelsmühle um ca. 400 m versenkt worden. !) Soll wohl „Hühnerberg“ heißen: südlich Hörden. NET Es besteht jedoch kein zwingender Hinweis, daß für die Etappenabsinkungen die Leutersbachverwerfung allein ver- antwortlich zu machen sei. Vielmehr dürften sie anders gerich- teten Störungslinien zuzuschreiben sein, worüber die Detail- aufnahme Klarheit bringen wird. Die Leutersbachverwerfung. selbst scheint sich beim ersten Anblick der Eckschen Karte in dem Ort Loffenau zu verlieren, der gänzlich auf den Schichten des 3. Konglomerates liegt. Die nähere Untersuchung ergibt jedoch, daß im Norden jüngere gegen ältere Schichten im Süden stoßen. Mit einer Sprung- höhe von kaum 30 m setzt die Verwerfung quer von W nach Gernsb.— _ Str: NW. Herrnalb - = -- Straßen-Knie rer es ie) en RE = ® N = z _ &) ı U I ji AZ TI DOM [£ ILHIEEIIEIIEIHIIIT, 7 VETEEIEIE > < % Yy Fig. 6 = Profil 4 durch die Leutersbachverwerfung nach Grenzertkopf. Signaturen wie Fig. 2. O durch den Ort hindurch und findet ihre Fortsetzung in der Klinge, durch welche die Straße nach Herrnalb zu der scharfen Kehre gezwungen wird. Beim Aufwärtssteigen durch jenen Wasserriß nach der Wasserscheide haben wir zur Linken unterhalb der Staatsstraße die Abteilungen des Oberen Rot- liegenden (3. und 4. Konglomerat) und weiter oben den Buntsandstein in konkordanter Folge, während das rechte Gehänge bis wieder zu 600 m hinauf gänzlich aus Granit be- steht, auf den sich die Sedimente, wie früher beschrieben, aufsetzen. Das Ausmaß der Sprunghöhe beträgt hier wieder 100 m (Profil 4, Fig. 6). Da an der Mündung des Leutersbachs der abgesunkene Granit direkt das 3. Konglomerat unterteuft, so besteht keine Veranlassung zur Annahme, daß unter den gleichen Abteilungen an dem erwähnten Wasserriß nordöstlich Loffenau noch ältere Schichten des Rotliegenden den verborgenen Granit überlagern 43 = 0a, — möchten. Den vorhandenen permischen Gebilden kommt hier nach ECK eine Mächtigkeit von ca. 30 m für ro, zu, denen dann am Heuberg usw. noch die mindestens 20 m starke oberste Abteilung folgt. Die zu letzterer gehörige Schiefer- tonlage (= 0) keilt sich, wie früher bereits erwähnt, nach ECK von Herrnalb gegen die Murg hin aus (vgl. oben S$. 643, Fußnote). Auch im unteren Leutersbachgrund glaubt Verf. dem dortigen 3. Konglomerat schätzungsweise eine Mächtigkeit von 30 m zuerkennen zu müssen. Am oberen Ende des Wasserrisses führt uns ein neuer Weg in südlichem Bogen allmählich nach der Hütte auf der -- Hirschwinkel —- Schweizerkopf Land.-Grz v Sy BEZ S 3 2 ae -8- Wurstberg 800 . (2 EG LER N DEBIAN 1, GREEN 5 Ju AN E zZ DIR SAE L / Rz GE, 07 A 92 GET RT NDG N GGTZ EEBRDG #00, Fig. 7 = Profil 5 vom Wurstberg nach dem Schweizerkopf. Signaturen wie Fig. 2. Paßstelle der Wasserscheide. Kurz nach Überschreiten der Quelle des nach Loffenau durch jene Klinge abfließenden Baches schließt jene neue, fast in der Horizontalen verlaufende Wegstrecke mit ihrer Böschung die Verwerfungskluft auf, so daß wir unvermittelt von Buntsandstein in Granit über- gehen. Nördlich der Hütte bei 540 m lagert Rotliegendes, und von jenem Punkt ab führt uns die Straße wieder aus- schließlich über granitisches Gehänge bis zum Grenzert- kopf, der in seiner Höhenlage der Teufelsmühle entspricht. (Profil 4). Hiermit ist der Verlauf der Leutersbach- verwerfung weiterhin gegeben: Über Loffenau— Hütte bei 540 m (Wasserscheide). | Nach Ecks Karte bleiben nun die Höhendifferenzen zwischen den Sedimenten des Wurstbergs und Rother-Rains einer- seits und des Quellgebietes der Alb weiterhin bestehen, so daß die Verwerfung in annähernd östlicher Richtung weiter verlaufen dürfte. 0090 Östlich der oberen Alb stellt ECK allerdings kein Rot- liegendes mehr über dem Granitmassiv dar. Wir finden viel- mehr an Stelle des zu erwartenden Unteren Buntsandsteins längs des Nordhanges des Lerchenstein, Schweizerkopf, bis zur Quelle des Rothenbächle eine Zone aus Rollblöcken des Hauptbuntsandsteins (= cc bei ECK) angegeben. Profil 5 -(S. 654) läßt erkennen, daß die Differenz der Sandsteinhorizonte am Wurstberg gegen diejenige am Schweizerkopf ebenfalls auf einen Verwerfungsvorgang zurückgeführt sein will. Wenn ich auch nicht in der Lage bin, für das Durchhalten des obersten Rotliegend-Konglomerates bis in die Abschnitte von Alb, Gaisbach und Rothenbächle hin irgendwelchen Beweis erbringen zu können, so glaube ich dennoch annehmen zu dürfen, daß der von ECK mit der Signatur „cc“ dargestellte Horizont als Unterer Buntsandstein aufzufassen sein möchte, der hier von außergewöhnlich reichlichem Schutt aus höheren Lagen überdeckt wird. Jedenfalls fällt die liegende Grenze des EcKschen Schutthorizontes im Streichen auf ca. 600 m in gleiche Höhenlage mit dem Buntsandstein an der Teufelsmühle. Chronologische Reihenfolge der gebirgsbildenden Vorgänge. Die vorhergehenden Abschnitte haben mehrfach darauf hingewiesen, daß wir das Oberflächenrelief des in Rede stehen- den Abschnitts des nördlichen Schwarzwaldes nicht als Er- gebnis eines einzigen gebirgsbildenden Aktes ansehen können, sondern zwei zeitlich weit voneinander getrennte Phänomene unterscheiden müssen. 1. Eine spätpaläozoische Faltungsperiode, allein durch Tangentialkräfte verursacht!). 2. Eine postmesozoische Bruchperiode unter Be- teiligung tangentialer bzw. horizontaler Kräfte. Um uns den Gegensatz jener beiden verschiedenen geo- physikalischen Phänomene hinsichtlich ihrer Resultate klarzu- machen, wollen wir zu derjenigen Zeit zurückkehren, wo das Rumpfgebirge durch das regionale Ereignis der Abrasion seine Abtragung erfahren hatte. l) Da an den dem Granit auflagernden Sedimenten weder von Ec& noch von den beiden jüngeren Autoren STERZEL und EISELE kontaktmetamorphe Beeinflussung festgestellt wurde, so hat der Gedanke an etwa stattgehabte Aufwölbungen durch plutonische Kräfte wenig Wahrscheinlichkeit für sich. | 43* ——u HD. I. Stadium. Die Abrasionsfläche des granitischen Rumpf- gebirges dürfen wir uns bei der geringen hier in Betracht kommenden Entfernung von noch nicht 20 km zwischen Hoch- berg und Rastatt als „eben“ vorstellen. Ihr liegt diskordant das Obere Carbon auf, was darauf hindeutet, daß jenes Sediment eine im wesentlichen horizontale Auflagerungsebene vorgefunden haben dürfte. Mithin konnte die bereits in der Culmära im allgemeinen in Tätigkeit gewesene paläozoische Faltungserscheinung ihre Wirkung auf unser Areal in nennens- wertem Maß noch nicht ausgedehnt haben. Eine Faltung kann hier erst nach Ablagerung des Oberen CGarbons stattge- funden haben. | II. Stadium. Die Rumpfgebirgsmulde ist in ihrer ersten Phase gebildet und das Oarbon bereits einer schwachen Ein- faltung unterworfen gewesen. Die Ablagerungen der jüngeren Permzeit konnten sich nun in der präexistierenden Mulde niederschlagen, aber nur bis einschl. des 3. Konglomerates (ro;). Auch konnten sie sich auf die beiderseitigen Falten-Horste bzw. Plateaus ausgedehnt haben. Vor Ablagerung der obersten 4. Konglomeratabteilung (ro,) müssen jedoch zunächst alle älteren paläozoischen Sedimente von jenen Plateaus abgetragen worden sein; denn wir finden heute nachweislich keine Reste derselben auf der granitischen Hochfläche der Badener Höhe und ihrem Äquivalent östlich der Murg. Die heutige steile Neigung der permischen und carbonischen Sedimente, wie sie gemäß früherer Besprechungen bestehen, lassen in zweierlei Richtung Schlüsse zu: Einmal muß die spätpaläozoische Gebirgsfaltung, d.i. die varistische, über das Ende der Carbonzeit hinaus angedauert haben. Ferner muB sie kontinuierlich oder in Intervallen fortgeschritten sein, um . auch die Erzeugnisse der Permzeit einfalten zu können. Die nahezu horizontale Lagerung des obersten Konglo- merates (ro,) und der Trias der Merkurscholle beweist, daß vor der Epoche jener hangenden permischen Abteilung ein Zustand lange andauernder Ruhe in der Lithosphäre unseres Gebietes eingetreten war. Nur auf solche Weise findet die diskordante und übergreifende Lagerung des 4. Konglomerates auf der Badener Höhe u. a. OÖ. ihre Erklärung. III. Stadium. Jener Ruhezustand hat nun gewährt, bis in der Tertiärzeit die große alpine Faltungsperiode in Tätig- keit tritt. Hätte ein solches Phänomen in der Zwischenzeit stattgefunden, so könnten heute unmöglich die triadischen 400 — 37 ya Sedimente der Merkurscholle in nahezu primärer Lagerung sich befinden. Nun müssen wir die in der EcKschen Karte verzeichnete Verwerfung Dollen—Schloß Rothenfels (a. d. Murg) ins Auge fassen, welche gegen das Rheintal hin am Battertberg eine Buntsandsteinscholle zum Absinken gelangen läßt. Die tertiäre, alpine Faltungsperiode, die nach längerer Ruhepause tief eingreifende Veränderungen in der gesamten Lithosphäre zustande kommen läßt, besiegelt auch die heutige Konfiguration des Rheintalgrabens. Birket Battert Merkur Müllenbild FETT TLSZ FFC LEFEE Fig. 8 — Profil 6 durch die Merkurscholle. Überhöhung 5fach. Signaturen wie Fig. 2. Die nun zur Auslösung gelangende Dislokation der großen Rheintalscholle ist ebenso wie die Bruch- vorgänge in unserem verhältnismäßig kleinen Badener Gebirgsabschnitt für das heutige Relief das maß- gebende tektonische Stadium gewesen. Das Rheintal dürfte wahrscheinlich in seiner Anlage als eine N—S gestreckte Falte in prätertiärer Zeit bereits be- standen haben, nachdem v. WERWECKE sich dahin ausgesprochen hat, daß Vogesen und Schwarzwald usw. nicht als „Horste“ (in Süss’ strengem Sinne), sondern als Sattelgebirge auf- zufassen seien, das Resultat eines posttriadischen Faltungs- prozesses!). Das tertiäre Absinken der Rheintalscholle hatte ') Kurz vor Eintreffen der Fahnenkorrektur erschien E. PHıLıppis Aufsatz (s. diese Zeitschr. 62, H. 3). Wie schön stehen seine Ausführungen über die Tektonik Thüringens (S. 307) im Einklang mit v. WERWECKES Hochberg — b58— unmittelbar das Umkippen des ganzen Gebirgskomplexes von Baden— Gernsbach nordwärts in seine heutige allgemeine Neigung in NW zur Folge. Am Gebirgsrand sinkt ferner an der „Battertverwerfung“ (Profil 6, S. 657) eine Scholle in die Tiefe, aber nur so weit, daß sie heute mit der Haupt- und oberen Abteilung des Bunt- sandsteins bis zu 800 m in Gestalt der „Birket“-Kuppe aus dem Diluvium emporragt. Die Rheintalabsinkung dürfte mit einem gewaltigen seit- lichen Schub gegen das Gebirgsinnere vor sich gegangen sein. Die schmale Battertscholle konnte nicht Widerstand leisten, wich nach der Merkurachse hin aus, wodurch das Nieder- sinken der Merkurscholle ausgelöst wurde. Das mächtige Granitmassiv der Badener Höhe war dagegen nicht zu über- wältigen, und die notwendige Folge mußte eine Schleppung der Sedimente an der KEbersteinburgverwerfung sein. Hier entsand eine leichte Synklinale. Nach Absinken der Merkur- scholle wurden durch die beiderseitigen Verwerfungsklüfte der Erosion vom älteren Murgtale her die Wege nach der Rhein- ebene hin eröffnet. Profil 6!) stellt nun das fertige, bis in unsere Tage be- stehende Relief im Längsschnitt dar. Zusammenfassung. 1. Die heutigen Öberflächenverhältnisse sind das Ergebnis postmesozoischer Dislokationsvorgänge im Verein mit einer mächtigen Tätigkeit der ab- tragenden Kräfte. 2. Der größere nördliche Flügel der spätpaläo- zoischen Mulde ist mit dem Rumpfgebirge unter das Niveau der Rheinebene (etwa bei Rastatt) verlegt. 3. Die Merkurscholle und das Gebiet östlich der Murg zwischen Teufelsmühle und Rheintal be- deuten den Einbruch eines Teiles des südlichen Muldenflügels. Die steilen Neigungen der älteren Sedimente unter dem Kl. Staufenberg können nicht als Schleppung angesehen werden, sondern gehören zeitlich dem älteren Faltungsphänomen an. Forschungsergebnissen! (Vortrag bei einem Kolloquium zu Karlsruhe im März 1910.) | !) Entspricht Profil 1, aber nach NW verlängert bis zur Murg bei Rastatt; daher starke Überhöhung notwendig. EN b 2 9 Sa 4. In dem Einbruch der Merkurscholle haben wir die Ursache zu erkennen für die isolierte Er- haltung der Buntsandsteinkappe. 59. Für die Erhaltung der anderen Triasinsel des Fremersbergs, westlich des Oosabsclnittes, dürften ähnliche Vorgänge verantwortlich zu machen sein. Herrn Bergrat Dr. THÜrACH habe ich an dieser Stelle meinen besten Dank zu wiederholen für seine Anregung zur Veröffentlichung meiner Untersuchungen, für das der Arbeit entgegengebrachte Interesse sowie für freundliche Auskunft und Rat. 52. Beiträge zur Geologie der Niederrheinischen Bucht. Von Herrn A. Quaas. IT: Ein neuer oberoligocäner Fossilfundpunkt bei Süchteln. Forsthaus Rath bei Nideggen (Eifel), den 2. September 1910. H. v. DECHEN teilt in seiner 1884 erschienenen „Geo- logischen und paläontologischen Übersicht der Rheinprovinz und der Provinz Westfalen“ bereits eine Anzahl von Fossil- fundpunkten aus den oberoligocänen Meeressanden des nörd- lichen Teiles der Niederrheinischen Bucht mit!),. So aus der Gegend von Düsseldorf, bei Grafenberg und Erkrath; ferner aus dem Untergrunde der nächsten Umgebung von Krefeld, sowie aus der Nachbarschaft und aus dem Unter- grunde von Süchteln [Blatt Viersen (52.43)], einer kleinen, dicht nördlich von Viersen gelegenen Provinzialstadt des Kreises Kempen (Reg.-Bez. Düsseldorf). Die Fundpunkte im Untergrunde von Krefeld und Süchteln liegen innerhalb des breiten, jungdiluvialen Rheintalgrabens, diejenigen bei Düssel- dorf und bei Süchteln in den jenen Graben begrenzenden ı) H.v. Decnex: a.a. O., Bd. II, S. 670—675. — Vgl. auch R. Leprsıus: Geologie von Deutschland. 1. Teil, Stuttgart 1892, S. 197 bis 198. — Bol. = Gebirgsrändern, in deren Steilabbrüchen die Meeressande des Niederrheinischen Oberoligocäns in schmalen, langgestreckten Flächenstreifen zutage treten. Im Osten, bei Düsseldorf, bildet das Bergische Land, die nördliche Abdachung des Östrheinischen Schiefergebirges, den Gebirgswall, an dem die Rheintalschölle absank. Im Westen begrenzt diese der heute horstartig aufragende Höhenzug, der von München- Gladbach in SO—NW-Richtung, über Viersen-Süchteln ver- laufend, bis nach Hinsbeck [Blatt Kaldenkirchen (51.42)] deutlich zu verfolgen ist. 5 Im Ostabbruche dieses alten Oligocänhorstes — „Vier- sener Horst“ —, nahe der Grenze gegen die diluviale Mittel- terrasse des Rheines, wurde im Herbste 1909 durch den Sandgrubenbesitzer PETER BESAU aus Süchteln die nachfolgend beschriebene Fauna gefunden und gesammelt. Sie bildet nur einen Teil der Aufsammlungen, die zum anderen Teile für die naturwissenschaftlichen Sammlungen der Städte Krefeld, München-Gladbach und Viersen erworben worden sind. Der Fundpunkt liegt genau gegenüber der Südostecke des Kirchhofes von Süchteln, unmittelbar neben der am Kirch- hofe vorbeiführenden, als Hohlweg eingeschnittenen Fahrstraße, und zwar etwa dö m unter Straßenniveau, damit in rund 50 m Meereshöhe ü. N.N. und in etwa 7 m Tiefe unter der Oberfläche, die hier eine dünne Überrollungsdecke altdiluvialer (—= „Hauptterrassenschotter“) Rhein-Maaskiese trägt. Der in der dortigen Sandgrube auftretende Fossilhorizont liegt noch innerhalb der hellgelben eisenreichen, fein- und gleichkörnigen Sande, die nach der Tiefe zu in die grünen und grauen, zum Teil tonstreifigen, eigentlichen Glaukonitsande übergehen, die hier am Niederrheine, wie anderwärts, die Meeressande zusammensetzen. Dicht unter der versteinerungs- führenden Bank ist der gelbe „Formsand“ — wie der in zahlreichen Sandgruben des Viersener Horstes gewonnene, zu Gießereizwecken sehr begehrte Sand bezeichnet wird — teilweise zu mürbem Eisensandsteine verfestigt, in dem wieder härtere Eisensteinschalen auftreten. Auch Eisengeodenbildung ist in der Nähe des Fossilhorizontes zu beobachten. Die gelben Formsande sind als die Verwitterungsschichten der ursprünglich abgesetzten glaukonitischen Grünsande an- zuseben, in denen die grünen Glaukonitkörner als leicht zer- setzbare Silikate durch die kohlensäurehaltigen Tagewasser aufgelöst worden sind und in dem gebildeten Eisenoxydhydrate (Brauneisenstein) die färbende Substanz des Gelbsandes wie teilweise auch das Bindemittel einzelner Schichten davon a zu Sandstein lieferten), — Bei der Verwitterung sind auch durch die Kohlensäure der Tagewasser die Kalkschalen der Versteinerungen aufgelöst worden. Es haben sich dafür in den Sanden Hohlräume und Abdrücke der Fossilien gebildet. Nur in Form von solchen Abdrücken und von Steinkernen sind die Tierreste in dem neuen Süchtelner Aufschlusse zu sammeln. Zur dauernden Erhaltung mußte die für das Geo- logische Landesmuseum der Kgl. Geologischen Landesanstalt zu Berlin erworbene Fossilfolge mit einer konservierenden und sandverkittenden Lösung durchtränkt werden. Die Fauna setzt sich nach den Bestimmungen des Verf. aus den nachfolgenden Formen zusammen: 1. Lamellibranchiaten. Pecien Janus GOLDF. (3 A.)?) - decussatus D’ORB. (1 A.) - ef. decussatus D’ORB. (2 A.) - Hofmanni GoLDF. (1 A.) ? Lima sp. (2 A.) Anomia cf. Goldfussi DESH. (1 A.) Pectunculus Philippi DesH. (6 A.) Venericardia cf. tuberculata MÜNST. (2 A.) Astarte pygmaea MNF. (2 A.) - gracilis MÜNnST. (2 A.) - cf. gracilis MÜNnsT. (1 A.) Cardium cingulatum GOLDF. (3 A., 6 St.) - cf. cingulatum GOLDF. (1 St.) Isocardia Cor LM&. (3 St.) - subtransversa D’ORB. (4 St.) - ef. subtransversa D’ORB. (1 St.) Cyprina rotundata A. BR. var. inflata GOLDF. (6 St.) - - A.Br.var. orbicularıs SPEYER (3 St.) - - A.Br. var. elliptica SPEYER (20 St ) - sp. (ef. rotundata A. Br.) (3 schlecht erhal- tene St.) Cytherea incrassata Sow. (2 St.) - splendida MRn. (2 St.) - Beyrichi SPEYER (1 A.) Panopaea Heberti Bosq. (11 St.) Pholadomya Puschi GOLDF. (5 A.) 1) Vgl. H.v. Dechen: a. a. O., S. 671. 2) Es bedeuten: die Abkürzungen A. = Abdrücke und St. — Steinkerne, die Zahlen (1, 3) die Anzahl der bestimmten Versteine- rungen. — 662 — 2. Scaphopoden. Dentalium Kicksi NYST. (10 A.) - cf. seminudum DeEsH. (1 A.) 3. Gastropoden. Cerithium sp. (ef. trilineatum PuL.) (1 A.) Es liegt also in der Fauna von Süchteln eine aus- gesprochene oberoligocäne Fossilsuite vor, in der die Lamelli- branchiaten vorherrschen; unter ihnen wieder die für die Meeressande bezeichnenden Formen von /socardia, Cyprina, Cytherea, Panopaea und Pholadomya. Die Fauna zeigt völlige Übereinstimmung mit der durch H. v. DECHEN!) von Erkrath und Grafenberg mitgeteilten, nur geringe mit der aus dem Untergrunde der Krefelder Gegend bekannt gewordenen versteinerten Tierwelt. Letztere setzt sich vorwiegend aus Gastropoden zusammen, enthält daneben auch Bryozoen und Foraminiferen in größerer Anzahl. Sie ent- stammt wahrscheinlich einem tieferen Horizonte des ÖOber- oligocäns. Eine beabsichtigte weitere Ausbeute des Süchtelner Fund- punktes dürfte den Formenkreis der dortigen Fauna noch er- weitern und vervollständigen. — Neben den Fossilien aus den gelben Formsanden liegt noch aus dem gleichen Aufschlusse ein Bruchstück eines lose verkitteten grauen Sandes vor, der nesterweise im Unter- grunde des Gelbsandes auftritt und mit Fossilresten ganz durchspickt erscheint, also geradezu eine Petrefaktenbank bildet. Unter den Versteinerungen aus diesen kalkhaltigen Sanden ließen sich bestimmen: Pecten semistriatus MÜNST. (1 A.) Astarte pygmaea MÜNST. (3 A.) 2 Woodia Beyrichi SPEYER (2 A.) Oytherea Beyrichi SEMr. (1 A.) Dentalium Kicksii NYST. (2 A.) Diese Fauna ergänzt also die aus den Gelbsanden um die beiden Formen: Pecten semistriatus MÜNST. und ? Woodia Beyrichi SPEYER. 1) 2.2.0. 8. 672-674. — b63 .— 59. Eine kurze Bemerkung zum Vortrag des Herrn A. FLEISCHER über das Thema „Beiträge zur Frage der Ausdehnung des Magmas beim langsamen Erstarren“.' Von Herrn F. vov WoLFrF. Danzig-Langfuhr, den 30. September 1910. Es ist sattsam bekannt, daß plötzliche Volumenänderungen bei einem Phasenwechsel wie beim Übergang vom Schmelz- fluß in den krystallisierten Zustand oder beim Umwandlungs- punkt einer krystallisierten Modifikation in eine andere auf- treten und nicht bei einer rein glasigen Erstarrung. Ich kann daher den Erstarrungsversuchen des Herrn A. FLEISCHER irgendeine Bedeutung zur Lösung der Frage, ob Silikate und Silikatgemenge unter Kontraktion oder Dilatation krystalli- sieren, nicht beimessen. Herr FLEISCHER operiert mit Gesteins- gläsern, die er durch Umschmelzen aus Gesteinen gewonnen hat, und erhält bei seinen Versuchen wieder Gläser, wie man seinen Angaben entnehmen muß (vgl. S. 419). Trotz der “ langsamen Erstarrung ist eine Krystallisation nicht eingetreten, was auch u. d. M. leicht festzustellen gewesen wäre, infolge- dessen können diese Versuche auch gar nichts über Volumen- änderungen bei der Krystallisation aussagen. Auf diese kommt es bei der Frage nach einer Energieerzeugung während des Erstarrungsprozesses allein an. Es erübrigt sich daher für mich, auf seine Versuche näher einzugehen. Das Zerspringen seiner Porzellantiegel beweist, selbst für den Fall .einer teil- weisen Krystallisation, gar nichts und ist offenbar auf eine verschiedene Zusammenziehung von Gefäß und Schmelzgut zurückzuführen. Da es bisher nicht möglich war, vollständig einwandfrei und genau genug die Dichte von Silikatschmelzen auf direktem Wege zu ermitteln — auch der Versuch von BARUS ist. nicht frei von Fehlerquellen —, müssen indirekte Methoden mit herangezogen werden. Die Kontraktion des Magmas bei der Krystallisation kann am sichersten noch aus der Tatsache geschlossen werden, daß !) Diese Monatsberichte 1910, Nr. 5/6, 8. 4#17—420. BO bei 20° die Gesteinsgläser weniger dicht als die vollkrystalli- sierten Gesteine sind. Berücksichtigt man nämlich den kubischen Ausdehnungskoeffizienten, so ist, wie TAMMANN in seiner Arbeit „Krystallisieren und Schmelzen“, S. 48 ausführt, derselbe für Silikatgläser größer als für krystallisierte Silikate. Die Volumen- isobaren beider Substanzen divergieren gegen den Schmelz- punkt, oder, mit anderen Worten, die Dichteunterschiede werden mit steigender Temperatur größer, und man müßte schon kaum zulässige Annahmen für den nicht durch die Be- obachtung erschlossenen Teil der Kurven machen, um die Ver- hältnisse im Sinne einer Ausdehnung bei der Krystallisation umzukehren. Natürlich ist auch dieser Rückschluß kein ab- solut zwingender. Das liegt an der Inhomogenität des Magmas. Ein scharfer Erstarrungspunkt existiert nicht, sondern ein Er- starrungs- oder Krystallisationsintervall, während dessen sich die Verhältnisse durch Ausscheidung von Krystallen ständig verschieben. Die Volumenänderungen bei dieser komplizierten Krystallisation können wir im einzelnen nicht übersehen, da die physikalisch-chemischen Vorgänge bei der Gesteins- verfestigung noch viel zu wenig durchforscht sind. So hat z. B. LOEWINSON-L&ssin@!) die Viskosität der Feldspate in der Nähe des Schmelzpunktes durch den Widerstreit zwischen der Volumenausdehnung beim Schmelzen und der Kontraktion als Folge der Dissoziation zu erklären versucht. Sieht man von den vielen hypothetischen und nicht diskutablen Möglich- keiten ab, so lassen sich die bisher gemachten Erfahrungen nur im Sinne einer vorwiegenden Volumenkontraktion bei der Krystallisation der Silikate deuten. ı) F. Lorwınson-LessinG: Über eine mögliche Beziehung zwischen Viskositätskurven und Molekularvolumina bei Silikaten. Zentralbl. 1. Min. 1906, S. 289. N 54. Der Vulkan Soputan in der Minahassa (Nordcelebes). Von Herrn Jom. AHLBURG. Berlin, den 3. Dezember 1910. In einem Aufsatze über den -Soputan in der Minahassa!), von dem ich soeben durch die Zusendung des Verf. Kenntnis erhalte, greift Herr A. WICHMANN meine gelegentlich eines Vortrages über den geologischen Aufbau von Nordcelebes ge- machten kurzen Angaben über diesen Vulkan in einer mir ganz unverständlich erscheinenden, heftigen Weise an, so daß ich mich zur Klarstellung wenigstens der sachlichen Angriffe dieser Ausführungen veranlaßt sehe. Vorausschicken möchte ich, daß ich meine nach Ansicht des Herrn WICHMANN „völlig aus der Luft gegriffenen Angaben über den Soputan“ gelegentlich eines Besuches und einer Be- steigung des Vulkans im Juni 1909 gesammelt habe, eine Tatsache, die offenbar Herrn WICHMANN bisher unbekannt gewesen ist, da ich mir schlechterdings nicht denken kann, daß er sonst meine Angaben speziell über den Lavaausbruch mit Literaturzitaten zu widerlegen sucht, die sich zum Teil auf anonyme Zeitschriftsberichtte und Beschreibungen ein- geborener Schulmeister stützen. Bei der Besteigung des Gipfels, die ich in Begleitung mehrerer Eingeborener aus der Negorei Langowan ausführte, erhielt ich einige voneinander unabhängige Angaben über den großen Ausbruch des Vulkans in der ersten Hälfte des vorigen Jahrhunderts; wenn diese Angaben auch bezüglich des Zeit- punktes schwankten, so zeigten sie doch in der Hauptsache eine auffällige Übereinstimmung, daß nämlich bei dem großen Ausbruche die Form des bis dahin spitzen Vulkans sich er- heblich verändert habe; jedenfalls erkannte ich aus den Er- zählungen, wie lebhaft noch heute die Erinnerung bzw. Tra- dition bezüglich dieses Ausbruches in der dortigen Bevölke- rung wohnt. In der Jahreszahl 1838 (1828 ist ein gewiß bedauerlicher Druckfehler) bin ich den eingehenden Nach- forschungen der Gebrüder SARASIN’) über diese Frage gefolgt !) Diese Zeitschr. 1910, Monatsber. 8/10, S. 589 ft. 2) Entwurf einer geogr.-geol. Beschreibung der Insel Celebes. Wies- baden 1901. —. 80 und sehe auch jetzt nach den Ausführungen A. WICHMANNS, der auf Grund der Angaben eines Anonymus aus dem Jahre 1846 wegen der Priorität für das Jahr 1833 eintritt, keine Veranlassung, von der obigen Jahreszahl abzuweichen. Eines aber zeigen die mit so großer Sorgfalt zusammen- getragenen Literaturnotizen A. WICHMANNs mit aller Deutlich- keit: auf wie unsicheren Füßen die ganzen älteren Literatur- berichte trotz ihrer großen Zahl stehen, wie. sehr sie sich im einzelnen widersprechen, so daß ich mich vollauf berechtigt fühlen durfte, meine eigenen Erkundigungen über den Aus- bruch wiederzugeben, zumal dieselben durch die persönliche Inaugenscheinnahme viel Stütze erhielten. Denn die heutige Form des Kraters verrät mit aller Deutlichkeit das jugendliche Alter desselben; in nicht mehr als 70 Jahren hat sich der mit nahezu senkrechten Wänden in unbekannte Tiefe abstürzende Krater — mit einem Durchmesser von nahezu !, km — bis auf 200 m unter den Kraterrand aufgefüllt (auf der Westseite nach meinen eigenen Schätzungen sogar bis auf 100 m). Be- sonders beachtenswert scheint mir, daß zur Zeit der Besteigung von F. RınnE im Jahre 1899 der Schlundboden noch nicht sichtbar war, während ich — also nur 10 Jahre später — den Kraterboden bei einer Umgehung des Kraterrandes überall habe sehen können. Ich halte hiernach meine Angaben über die Veränderungen des Soputangipfels voll aufrecht, zumal ich zwischen ihnen und den auf eingehender Untersuchung der Quellen beruhenden Beschreibungen der Gebrüder SARASIN (a.a. 0. S.65) keinen wesentlichen Widerspruch zu erblicken vermag; denn daß bereits bei der ersten Besteigung des Vulkans durch REINWARDT ein tiefer Krater bestanden hat, wird durch meine Äußerungen in keiner Weise berührt oder gar in Abrede gestellt. Schon die von REINHARDT!) gemachte Angabe, daß der Kraterrand, sehr ungleich gewesen sei, rechtfertigt vielleicht die Angabe der Eingeborenen von der früheren spitzen Form des Berges, die dann bei dem großen Ausbruch verloren ging. Am allerwenigstens aber vermag ich zu glauben, daß die Ausführungen A. WICHMANNs, die sich lediglich auf die. so mannigfach widersprechenden älteren Literaturnotizen stützen, ohne auf eigener Ortskenntnis zu beruhen, dasu angetan sind, meine kurzen Worte über den großen Ausbruch des Soputan zu widerlegen, geschweige denn, die schweren, gegen mich er- hobenen Anschuldigungen in irgendeiner Weise zu rechtfertigen. I) F.u.P. SARASm a. 2.0.8.6% — b6b7 — Das gleiche gilt auch von der zweiten Stelle, die A. WICH- MANN richtigstellen zu müssen glaubt (a. a. 0. S. 593), an der ich von einem noch neuerdings erfolgten großen Lavaausbruch am ÖOstfuße des Soputan berichte. Hier sucht der Verf. den mir einfach unfaßbaren Nachweis zu führen, daß ich kleine Schlamm- und Aschenauswürfe, die sich im Anfange dieses Jahrhunderts an der Nord- und Nordostseite des Vulkans er- eignet baben, mit einem großen Lavastrome verwechselt habe. Ohne dem Herrn Bergingenieur M. KOPERBERG zu nahe treten zu wollen, dessen Autorität neben anderen (eingeborene Schulmeister usw.) Herr WICHMANN gegen meine Beschreibung ins Feld führt: Hätte es für einen Forscher vom Rufe des Herrn WICHMANN nicht näher gelegen, zunächst einmal den Angaben eines, wenn auch erheblich jüngeren Fachmannes, der noch dazu als letzter den Vulkan bestiegen hat, Glauben zu schen- ken, ehe er so schwere Beschuldigungen erhebt? Statt aller Erklärungen will ich hier meine betreffenden Tagebuchnotizen im Wortlaut wiedergeben und schicke nur voraus, daß der von mir erwähnte Lavaausbruch in der Senke zwischen Soputan und Kelelondei südlich der Wasserscheide stattgefunden hat, während die von WICHMANN irrtümlich damit identifizierten Schlammausbrüche nördlich der Wasserscheide, im Quellgebiete des Pentu, liegen. Meine Notizen besagen: . . . Die Senke (zwischen Soputan und Kelelondei) steigt etwa 150 m (gerechnet vom Kessel zwischen Soputan, Manim- parok und Sempu, dem Lagerplatz der Gebrüder SARASIN) empor, und in ihrem oberen Teile gewahrt man — vom Soputankraterostrand besonders schön zu sehen — einen flachen, langgestreckten Lavakegel.e. Der Kegel liegt dem Soputanhang zu; die Oberfläche zeigt deutliche Einbrüche und klaffende Spaltenrisse nach der Soputanseite (dem Steilhang des Kegels) zu; der Strom (nach Süden gerichtet) teilt sich an der Ostböschung der Senke (am Kelelondei); die Ober- fläche zeigt typische Blocklava; aus dem Innern aufsteigende Dämpfe (die im Verein mit der ausstrahlenden Hitze ein Näherkommen verhinderten) färben die Kruste weiß und gelb. Der Ausbruch fand statt am 18. Juni 1908 (nach Angabe des Hukum tua von Langowan), ohne vorherige Erderschütte- rungen. Bemerkenswert ist, daß der neue Kegel unterhalb der Hauptfumarole des Soputankraterrandes (Ostseite) gelegen ist, daß in derselben Richtung der tätige Masemkrater und die Schlammpfuhle bei Langowan, endlich die heißen Quellen bei Passo und ganz im Osten der neugebildete Parasit Batu angus baru (Straße von Lembe) liegen... —Wd. —= Hinzufügen will ich noch zu diesem Berichte, daß ich mich der Lavamasse auf ca. 400 m genähert und mit einem Zeissglas meine Beobachtungen (auch kleine Skizzen danach) gemacht habe. Vielleicht sind diese Angaben dazu angetan, Herrn A. WICHMANN besser darüber zu belehren, „was es mit meiner gewaltigen Lavamasse auf sich hat“, als seine allerdings nur bis zum Jahre 1907 reichenden Literaturbelege, und ihn da- von zu überzeugen, daß meine Äußerungen doch nicht „ganz aus der Luft gegriften waren“. Zum Schluß will ich nicht unversucht lassen, eine Er- klärung für die entstandenen Mißverständnisse nhadien Herr WICHMANN hat bei der Beurteilung meiner Äußerungen. über den Soputan offenbar außer acht gelassen, daß meine Mitteilungen über Üelebes den Wortlaut eines kurzen Vor- trages über die Insel darstellen. Es wird doch jedermann einleuchten, daß ich im Rahmen dieses Vortrages, der vor- nehmlich die Darlegung meiner Ansichten über den tek- tonischen Bau der Nordinsel bezweckte und das übrige, wie die kurze Beschreibung der Minahassa, nur als Einführung für das mit der Materie doch sicher größerenteils nicht ver- traute Auditorium schildern sollte, unmöglich lange Ausein- andersetzungen bringen konnte über die verschieden lautenden Literaturberichte betreffs der Soputangeschichte (bei Gebrüder SARASIN nehmen dieselben nahezu sechs Folioseiten ein), zu- mal ja dieselben im besten Falle, wie in den WICHMANNschen Ausführungen selbst, nur mit einem Fragezeichen geendet hätten. Daß ich meine bereits im Vortrage angekündigten aus- führlichen Berichte bisher noch nicht habe veröffentlichen können, bedauere ich selbst sehr lebhaft; dringendere Arbeiten haben mich bislang am Abschluß derselben verhindert. Es be- drückt mich dies noch besonders, weil es mir im Rahmen des Vortrages, den ich zum Drucke nicht weiter verändern durfte, leider nicht möglich war, die Arbeiten der zahlreichen Celebesforscher ausführlicher zu würdigen, insbesondere auch der Verdienste zu gedenken, die sich A. WICHMANN um die Erforschung dieser Insel erworben hat. Monatsberichte Deutschen Geologischen Gesellschaft. Nr.12, 1910. Protokoll der Sitzung vom 7. Dezember 1910. Vorsitzender: Herr RAUFF. 1. Geschäftliche Sitzung. Die geschäftliche Sitzung ist durch die Wahlhandlung ausgefüllt. Es wurden abgegeben 252 gültige und 6 ungültige Stimmen. Wahl des Vorsitzenden: Es erhielten Stimmen: Herr BRANCA 244, Herr BEY- SCHLAG 2, die Herren KRUSCH, WAHNSCHAFFE, SCHEIBE, KEILHACK, ZIMMERMANN je 1. — Gewählt Herr BRANCA. Wahl der stellvertretenden Vorsitzenden: Es erhielten Stimmen: Herr RAUFF 249, Herr WAHN- SCHAFFE 244, Herr PENCK 3, die Herren P. G. KRAUSE, SCHEIBE, KRUSCH, KÜHN, GAGEL, JENTZSCH, GRÄSSNER je 1. Ungültig 1 Stimme. — Gewählt die Herren RAUFF und WAHNSCHAFFE. Wahl der Schriftführer: Es erhielten Stimmen: Die Herren STREMME und BÄRT- LING je 250, Herr BELOWSKY 247, Herr FLIEGEL 215, Herr v. Linstow 26, Herr JANENSCH 4, die Herren SCHMIERER und V. STAFF je 2, die Herren J. BOEHM, KOERT, ERDMANNSDÖRFFER, SCHUCHT, BRANCA, WUNS- TORF, QUITZOW, WAHNSCHAFFE und E. SCHMIDT je 1. — Gewählt die Herren STREMME, BÄRTLING, BE- LOWSKY und FLIEGEL.. A Wahl des Schatzmeisters: Es erhielten Stimmen: Herr ZIMMERMANN 247, die Herren MiCHAEL und RECK je 1. — Gewählt Herr ZIMMERMANN. Wahl des Archivars: Es erhielten Stimmen: Herr EBERDT 249, Herr SCHNEI- DER 1. — Gewählt Herr EBERDT. Wahl des Beirates: Es erhielten Stimmen als Beiratsmitglieder die Herren: ScHMiDT (Basel) 243, KOKEN 238, WICHMANN (Utrecht) 238, TIETZE (Wien) 233, VON KOENEN 232, JAEKEL 229, STEINMANN 12, ROTHPLETZ 10, FRECH 6, SAUER 5, BECK, EM. KAYSER, SALOMON je 4, TORNQUIST 3, BERGEAT, VON GROTH, KALKOWSKY, RINNE, UHLIG je 2, VONAMMON, VON ARTHABER, VAN CALKER, FRAAS, GEINITZ, GÜRICH, HOLZAPFEL, KLOCKMANN, LENK, LINCK, MOLENGRAAF, PASSARGE, STILLE, TOULA, J. WALTHER je 1. — Ge- wählt die Herren ©. SCHMIDT (Basel), KOKEN, WICH- MANN (Utrecht), TiIETZE (Wien), von KOENEN und JAEKEL. Die Gewählten erklären sich, soweit sie anwesend sind, zur Annahme der Wahl bereit. Demnach setzen sich der Vorstand und der Beirat für 1911 zusammen: Herr BRaxcA, Vorsitzender - RAUFF, | - WAHNSCHAFFE, | - STREMME, | S ee | Schriftführer - EEIEGEL, - ZIMMERMANN, Schatzmeister - _EBERDT, Archivar stellvertretende Vorsitzende Beirat die Herren C. SCHMIDT-Basel, Kr A. WICHMANN-Utrecht, TiETZE-Wien, V. KOENEN-Göttingen und OÖ. JaAEKEL-Greifswald. Die Herren BRANCA und BEYSCHLAG gaben BrErE zur Wahl des ersten Vorsitzenden. — 641 —— 2. Wissenschaftliche Sitzung. Der Schriftführer verliest das Protokoll der letzten Sitzung, das von der Versammlung genehmigt wird. Die Gesellschaft hat den Verlust eines alten Mitgliedes zu beklagen, des Professors Dr. OTTO LUEDECKE in Halle, der der Gesellschaft seit 1874 angehörte. Der Vorsitzende widmet dem Verstorbenen, zu dessen Ehren sich die An- wesenden von den Sitzen erheben, einen warmen Nachruf. Als neue Mitglieder wünschen der Gesellschaft bei- zutreten: Herr Dr. phil. PAUL HARDER, Kopenhagen, Östervold- gade 7, vorgeschlagen von den Herren JENTZSCH, PENCK, WAHNSCHAFFE. Herr Dr. phil. PAuL KoRoNIEWICZ, Geolog. Institut des Kaiserl. Polytechnikums in Warschau, vorgeschlagen von den Herren LEPSIUS, PENCK, WAHNSCHAFFE. Herr Dipl.-Ing. G.L. L. KEMMERLING, Maastricht (Hol- land), z. Z. Freiburg (Br.), Hildastr. 49, vorgeschlagen von den Herren P. GROSCH, W. SOERGEL, S. VON BUBNOFF. Herr Dr. phil. ERNST REUNING, Prokurist der Deutschen Kolonialgesallschaft für Südwestafrika, z. Z. Lüderitz- bucht, vorgeschlagen von den Herren LoOTZ. ERICH KAISER, RAUFF. Herr Dr.-Sng. FRITZ KRAUSE, beratender Bergingenieur, Lüderitzbucht, vorgeschlagen von den Herren LoTz, ERICH KAISER, RAUFF. Herr Dr. phil. HAns KLAEHN in Straßburg i. E., vor- geschlagen von den Herren GRÖBER, KESSLER, VON SEIDLITZ. Herr Dr. phil. WALTER KLIEN, I. Assistent am geolog. Institut und der Bernsteinsammlung, Königsberg i. Pr., vorgeschlagen von den Herren TORNQUIST, SPULSKT, BLANCKENHORN. | Herr Bergassessor ERICH SEIDL, Berlin N 4, Invaliden- str. 44, vorgeschlagen von den Herren BEYSCHLAG, KRUSCH, MICHAEL. Herr Rektor ZOBEL, Groß-Lichterfelde-W., Ringstr. 10A, vorgeschlagen von den Herren J. BÖHM, E. ZIMMER- MANN (Schwelm), GOTHAN. 44° ee Herr Dr. phil. WALTER WETZEL, Assistent am Mineral. Institut und Museum zu Kiel, vorgeschlagen von den Herren H. HAAs, WÜST, POMPECKJ. Deutsche Solvay-Werke, Abteilung Borth in Borth, Post Büderich, Kreis Mörs, vorgeschlagen von den Herren WUNSTORF, FLIEGEL, RAUFF. Herr Rechtsanwalt Dr. PAUL ROSENFETL.D, Berlin SW., Anhalter Str. 16/17, vorgeschlagen von den Herren GRAF VON MATUSCHRA, BLANCKENHORN, P. GC. KRAUSE. Sodann legt der Vorsitzende die eingegangenen Druck- schriften vor und erteilt Herrn GRUPE das Wort zu seinem Vortrag über das Alter der Dislokationen des hanno- versch-hessischen Berglandes und ihren Einfluß auf Talbildung und Basalteruptionen!). Zur Diskussion sprechen die Herren BRANCA, GRUPE, BEYSCHLAG, BLANCKENHORN und NAUMANN. Herr DENCKMANN sibt darauf eine kurze Mitteilung über den paläontologischen Inhalt des Obersilurs im Kellerwalde. In meinen Publikationen über das Silur des Kellerwaldes habe ich wiederholt?) darauf hingewiesen, daß es im Silur des Kellerwaldes im wesentlichen zwei Arten von Faciesbildungen mit tierischen Versteinerungen gibt, deren eine durch das Auf- treten von Graptolithen in Vergesellschaftung mit den be- kannten Silur-Pelecypoden (Cardiola interrupta, Praecardium, Praelucina usw.) und mit echt silurischen Crinoidenformen (Scyphoerinus usw.) gekennzeichnet ist, während die andere direkt als eine Tentaculiten-Facies benannt werden muß. Die Feststellung dieser zweiten Art der Faciesausbildung hat, wie Ihnen bekannt ist, in neuerer Zeit zu An- griffen gegen die stratigraphische Deutung der sie einschließenden Sedimente als Silur Veranlassung ge- geben. | !) Der Vortrag wird in etwas erweiterter Form in einem der nächsten Vierteljahrshefte abgedruckt werden. ?) Zuletzt im Jahrbuche der Kgl. Geol. Landesanstalt für 1899, 5. 302. — 1673 — Ich selbst bin seit Abschluß der Kartierungsarbeiten im Kellerwalde, also seit mehr als 10 Jahren, wegen Betätigung auf völlig fernliegenden Gebieten nicht dazu gekommen, die Silurfauna des Kellerwaldes in so eingehender Weise zu be- arbeiten, wie dies im Interesse der wichtigen stratigraphischen Fragen, um die es sich handelt, nötig gewesen wäre. Herr Dr. LOTZ, der bei seinem Eintritt in die Geologische Landes- anstalt als Bearbeiter der silurischen Faunen ausersehen war, hat sich längst der praktischen Kolonialgeologie zugewendet. Unser unvergeßlicher BEUSHAUSEN, der die silurischen Zwei- schaler zu bearbeiten beabsichtigte, ist uns durch den Tod entrissen. Es ist deshalb erfreulich, daß Herr R.WEDEKIND, der Ihnen als Bearbeiter der Enkeberger ÖOberdevonfauna be- kannt ist, sich mit großem Eifer den Silurfaunen des Keller- waldes zugewendet hat. Von allgemeinem Interesse dürfte es sein, daß Herr WEDEKIND zunächst die Tentaculiten-Facies des Obersilurs vom Steinhorne bei Schönau, die ich als „obere Steinhorner Schichten“ bezeichnet habe, bearbeitet, daß er sich als ersten Gegenstand seiner eingehenden Unter- suchungen die Trilobiten, speziell die Phacopiden, aus- gesucht hat, und daß er hier bereits zu bestimmten Resultaten gekommen ist, die er mir in einem Briefe vom 24. XI. mit- teilte. Ich bitte Sie, mir zu gestatten, daß ich den betreffen- den Teil des Briefes hier verlese: y. . . Zuerst habe ich mir die Trilobiten vor- genommen. Da haben nun die Phacopiden mir große Überraschungen bereitet, indem ich ganz neue Gruppen unter denselben fand. Es sind das Phacops-Arten mit kurzem aber deutlichem Wangenstachel, die somit an Phacops elegans aus dem tieferen baltischen Ober- silur erinnern. Andere Formen erinnern an den auch aus dem böhmischen Obersilur bekannten Ph. Bronni. Keine einzige Art läßt sich mit einem devonischen Phacops einwandfrei identifizieren. Besonders die Arten mit Wangenstacheln beweisen mir mit Sicherheit, daß die vorliegenden Phaco- piden des Steinhornes obersilurisch sind.“ Weiter spricht Herr ERDMANNSDÖRFFER über Biotit- anreicherung in Granitkontaktgesteinen. An der Diskussion beteiligen sich die Herren BRANCA, SCHEIBE, JENTZSCH und der Vortragende. a Zum Schluß bittet der Vorsitzende die Mitglieder der (Gesellschaft, die zur Revision übersandten Adressen tun- lichst umgehend an Herrn BÄRTLING zurücksenden zu wollen'). Darauf wird die Sitzung geschlossen. \72 We 07 RAUFF. BÄRTLING. STREMME. !) Am 2. Januar I911 fehlten noch 155 Adressen, deren Rück- sendung auch jetzt noch dringend erwünscht ist. NR. BÄRTLING. rag 6b 7 u Ze Briefliche Mitteilungen. 55. Schlußwort zu DENCKMANNSs Silur ım Kellerwald. Von Herrn R. Lersivs. Darmstadt, am 9. Dezember 1910. Die persönlichen Angriffe des Herrn A. DENCKMANN in dieser Zeitschrift (Monatsber. Nr. 8/10, Bd. 62, Jahrg. 1910, S. 601—604) berühren mich nicht: sie können nur ihm schaden. In der Sache selbst warte ich mit aller Ruhe und Geduld ab, bis Herr A. DENCKMANN seine angeblichen Silurstufen im Kellerwalde durch eine Beschreibung von Silurfossilien belegt, und bis er erklärt, aus welchem Grunde die Mächtigkeit des - gesamten Devonsystems im Kellerwalde nur 12—15 m be- tragen soll. 56. Uber Gletscher-Erosion. Von Herrn R. Lepsıus. Darmstadt, den 4. Dezember 1910. Einleitung. Jeder, der meine Schriften kennt, weiß, daß, wenn ich - über Gletscher-Erosion schreibe, ich mich gegen die „Erosion“ der Gletscher aussprechen will; es ist aber nur der Ausdruck „Erosion“, und es sind nur die Übertreibungen der Wirkung von Gletscher-Arbeit, gegen die ich mich wende. Die Bezeichnung „Erosion“ muß für die Einfurchung der Erdoberfläche durch das Wasser reserviert bleiben; das fließende Wasser wirkt im wesentlichen in der Linie. Die Abräumung der Erdoberfläche durch die Gletscher dagegen wirkt vorzüg- _ lich in der Fläche. Daher sprach A. G. HÖGBoM auf dem N ul — Internationalen Geologen-Kongresse in Stockholm von der „Denudation“ durch die Gletscher; diese wirkt allerdings über Flächen, jedoch ist das Wort „Denudation“ stets für die Ab- waschung der Erdoberfläche durch den Regen und die feinsten Wasseradern gebraucht worden. Ihre Wirkung weicht besonders dadurch von derjenigen der Gletscher ab, daß das denudierende Wasser einen sehr geringen, dagegen mächtige Eismassen. durch ihre Schwere einen starken Druck auf ihre Unterlage ausüben. Für die eigenartige oberflächliche Abräumung des Landes durch die Gletscher möchte ich daher ein neues Wort in die geologische Nomenklatur einführen und will sie „Detersion“ nennen!). Ich werde heute an einigen Beispielen die Gletscher- wirkungen im Gebirge erläutern, nämlich die Entstehung der Kare, der kleinen Seebecken, der Trogtäler und der Hänge- täler besprechen. I. Kare. Es wird allgemein angenommen, daß die Bildung der Kare irgendwie mit den Gletschern in Verbindung steht; die Mechanik der Ausräumung dieser Felscircus wird verschieden gedeutet. Sie kennen die Form und die Lage der Kare: am äußeren Rande von Bergplateaus, im Halbrund ausgefurcht, sitzen sie mit steilen Felswänden im anstehenden Gebirge; der flache Boden kesselförmig vertieft hinter einem Riegel, der zumeist von einem Moränenwall, gelegentlich auch von anstehendem Fels gebildet wird. Dieser Riegel gibt dem Kar die Form eines Lehnsessels; er ist gewöhnlich durchgeschnitten von einem Ausfluß, der den häufig vermoorten, zuweilen durch einen kleinen See ausgefüllten Boden des Kares entwässert. Zwei Formteile der Kare sind schwierig zu erklären: 1. Wie entsteht der Circus mit seinen steilen Fels- wänden ? 2. Durch welche Kraft wurde der Karboden übertieft? Daß ein Gletscher zeitweise im Kar gelegen und sich durch dasselbe hindurchbewegt hat, ist dadurch bewiesen, daß noch jetzt Rundhöcker und Gletscherschliffe auf an- y Aus dem lateinischen detergere — ausräumen, ausfegen ab- geleitet; fossam detergere —= einen "Graben ausräumen, so wie der Gletscher ein Tal ausfegt. Der Ausdruck „Abrasion“ wäre geeignet, wenn er nicht bereits von F. von RicHTHOFEN für die angebliche Wirkung der Brandung des Meeres auf die Küsten (die tatsächlich, wie wir an allen Steilküsten sehen können, sehr gering ist) verwendet worden wäre. — 6/I — stehenden Felsen am Karrande oder auf Felsinseln im Kar- boden oder an Felsen des Karriegels zu sehen sind; Beispiele hierfür bieten die Karseen der Südvogesen, die in 800 bis 1000 m Höhe über dem Meere liegen!), oder die Karseen des Böhmerwaldes in 900— 1000 m Meereshöhe’). Der kleine Gletscher im Kar ist nicht imstande, den Cireus mit seinen Steilwänden auszuarbeiten; dazu fehlt ihm die mechanische Kraft. Ebensowenig kann der oben über dem Kar auf dem Bergplateau liegende große Gletscher das Kar aushobeln, weil ein Gletscher wohl flache Oberflächen ab- schleifen, aber keine senkrechten Wände einschneiden kann. Die schroffen Felswände des Circus zeigen auch niemals Schlift- flächen, sondern im Gegenteil sehr zerklüftetes, und zwar klein- und kurzklüftiges Gestein. F. von RiCHTHOFEN und F. FrEcı wollten den Circus durch eine rotierende Bewegung der im Kar zusammenfließenden Gletscher ausdrehen; für eine solche Vorstellung sind aber die Kare an sich in der Regel viel zu klein; auch kann das Eis keine senkrecht wirkende, ausfurchende Kraft entwickeln, weil der Gletscher nicht geschlossen in das Kar gelangen, sondern nur zerstückt über die steilen Wände in das Kar hinab- stürzen kann. E. RICHTER stellte die mechanische Verwitterung durch Wasser und Frost in den Vordergrund, und dieser gewiß richtigen Erklärung für die Entstehung der steilen Felswände des Kares traten die meisten Karforscher bei, so PAUL WAGNER für die Kare des Böhmerwaldes. Aber damit ist die Circusform der Kare noch nicht er- klärt; hierfür habe ich keine plausible Erklärung in der Literatur gefunden. Ich glaube, dieselbe auf die folgenden Ursachen zurückführen zu können. Nehmen wir als Beispiel die typisch ausgebildeten Kare im Schwarzwald, und zwar die im Buntsandstein bei Freuden- stadt in 700—800 m Meereshöhe stehenden Kare’). MARTIN ) L. van WERVEKE: Neue Beobachtungen an den Seen der Hochvogesen. Mitteil. d. Geolog. Landesanst. in Elsaß-Lothringen III, S. 183—138. Straßburg 1892. 2) Paun WAGNER: Die Seen des Böhmerwaldes. Wissenschaft. Veröffentl. d. Vereins f. Erdkunde zu Leipzig IV, S. 1—89; mit Ab- bildungen, Karten und Profilen. Leipzig 1899. 3) M. Scumipr: Über Glazialbildungen auf Blatt Freudenstadt. Mit Beiträgen von K.Rau. Mit 4 Abb. und 1 Taf. Mitteil. d. Geolog. Abt. d. Kgl. Württ. Statist. Landesamtes, Nr. 1. Stuttgart 1907. — Derselbe: Blatt Freudenstadt. Geolog. Spezialkarte des Königreichs Württemberg im Maßstabe 1:25000 nebst Erläuterungen. Stuttgart 1906. —ı 018 —: SCHMIDT legt Gewicht darauf, daß diese Kare in der Mehrzahl sich nach NO und O zum Haupttale hin öffnen, daß dagegen keine Kare auf den Süd- oder Westgehängen der Berge existieren. In einem dunklen Gefühle glaubt M. SCHMIDT, daß die Himmelsrichtungen dieser Kare auf einen Zusam- menhang zwischen Sonnenwärme und Gletscherabschmelzen deuten. Da jedoch die Wände eines Kares nicht vom Gletscher selbst ausgefurcht werden, sondern vom Wasser, so müßten gerade umgekehrt die Kare in den der Sonne stärker ausge- setzten Süd- und Westgehängen der Berge entstehen, weil dort mehr Schmelzwasser vom Berggletscher en ana als auf den kälteren Nord- und Ostgehängen. Die Kare sind schon deswegen unabhängig von der Sonnen- gegend, weil bei Wärmegraden, die hier etwas wirken könnten, die Gletscher überhaupt wegschmelzen würden. Die Schmelzwasser fließen aus den Gletschern mit dem Gefälle der Bergoberfläche oder mit dem Schichtenfall. Hier auf Blatt Freudenstadt fallen die Buntsandsteinplateaus vom hohen Schwarzwalde ab nach Osten ein; daher stehen die Kare nicht auf den Westhängen der Täler. In Norwegen ist es ebenso: Die Kare wenden ihren Aus- gang nach Norden (NW-—NO), nicht weil die im Kar liegen- den Gletscher auf den Nordhängen besser vor der Sonnen- bestrahlung geschützt liegen, sondern weil die Gletscher und ihre Schmelzwasser nach Norden abflossen. Wir sehen daher, daß z. B. ein so typisches Kar wie der Rachelsee im Böhmerwalde nach Süden gerichtet liegt; ebenso in den Vogesen der Darensee‘). In den Alpen schauen die Kare nach allen Himmelsrichtungen und richten ihre Längs- achse parallel der Abdachung der Berge. Dem Kar lag jedenfalls ursprünglich ein kleines Tälchen oder eine Wasserrinne im Rande des Bergplateaus zugrunde. Indem nun der auf dem Plateau liegende Gletscher dieses Bach- tälchen bei seinem Heranrücken umfaßt, stürzen die Schmelz- wasser, die aus den Eisrändern ausfließen, auch auf den Seiten- flächen des Tälchens heraus; Wasser und Frost beginnen ihre abbröckelnde Arbeit in den Talgehängen, erweitern das Tälchen allmählich zu einem Circus mit steilen Felswänden und ver- tiefen das Tälchen zu einem Kare. Das Eis des Gletschers !) L. van WERVERE: Neue Beobachtungen an den Seen der Hochvogesen. Mit 2 Taf. und 7 Fig. im Text. Mitteil. d. Geolog. Landesanst. von Elsaß-Lothringen III, S. 132—138. Straßburg 1892. ae al en stürzt in Stücken über die Felswände herab, verstärkt die Frostwirkung in den Wänden und häuft sich im Karboden an zu einem regenerierten kleinen Gletscher, dem eigentlichen Kargletscher. Über den Kargletscher gleiten dann die von den Steil- wänden des Circus abstürzenden Felsblöcke zum Ausgange des Kares und häufen sich hier an zu einem Moränenwall. Die Vertiefung des Kares ist in analoger Weise eine Zer- störung des Felsbodens unter dem Karboden durch Wasser und Frost. Wenn das Kar größer und länger geworden ist, kann sich das vom obenliegenden großen Gletscher über die steilen Felswände des Circus herabstürzende Eis so anhäufen, daß ein fließender Gletscher entsteht. Bei einiger Größe und Länge kann ein Kargletscher eine solche Schwere und Stoßkraft er- langen, daß er den verwitterten Karboden ausräumt; dabei kann im Ausgange des Kares eine niedrige Schwelle von an- stehendem Gesteine entstehen, über welche der Gletscher hinübergleitet, ohne die Kraft zu haben, diese Schwelle zu zerstören; beim späteren Zurückgehen des Gletschers wird noch ein neuer Moränenwall auf der anstehenden Schwelle ab- gelagert. Auf diese Weise erklären sich die Auskolkung, die Über- tiefung des Karbodens oberhalb der Schwelle, der Riegel am Ausgange des Tales, zugleich auch die Schrammung und die Rundhöcker der anstehenden Felsen im Karboden und auf der Schwelle. Der Kargletscher fegte seinen Boden aus; später, nach Abschmelzung der Gletscher, bildete sich im Karboden oberhalb des Riegels ein Sumpf oder ein kleiner See. II. Seebeeken. Es gibt nun Seebecken in den Tälern der Alpen, welche in ähnlicher Weise wie die Karböden oberhalb der Schwelle vom anstehenden Fels durch den Talgletscher etwas übertieft wurden. Diese in ihren Maßen stets geringe Auskolkung von Talböden vor Talriegeln hat offenbar Anlaß gegeben für die falsche Annahme, daß die meisten Alpenseen, auch die großen und tiefen Randseen der Alpen, von den Gletschern erodiert worden wären. Deshalb will ich hier die Übertiefung von kleinen und flachen Seebecken, wie sie gelegentlich in den Tälern und auf Hochflächen de Alpen angetroffen werden, erwähnen. W. SALOMON hat ein gutes Beispiel für solche Talbecken N aus dem Aviotale der Adamello-Gruppe beschrieben!). In diesem Hochtale, das von den Gletschern des Monte Adamello (3554 m) nach Norden tief in den gewaltigen Tonalitstock eingefurcht ist, folgen acht kleine, flache Talböden in Stufen nacheinander, von 2350 m Höhe bis 1584 m hinab, jedes Becken vom nächst unterliegenden durch eine Felsterrasse ab- getrennt; zwei dieser Böden tragen noch Seen. „Alle diese Becken sind in festen Tonalit eingesenkt und an ihrer tal- abwärts gelegenen Seite von prachtvoll geglätteten Rundhöckern begrenzt, über die meist Wasserfälle steil hinunterstürzen.“ W. SALOMON kommt zu dem Schlusse, daß diese flachen Becken aus dem Talboden durch „Gletscher-Erosion“ — sagen wir jetzt durch Gletscher-Detersion — ausgekolkt seien, und zwar begünstigt durch die Klüftigkeit des Adamello-Granites (Tonalites). In der Tat sind die Granite durch ihre starke Zerklüftung besonders geeignet, vom Gletscher Stück für Stück ausgebrochen und danach ausgeräumt zu werden. Bruchzonen erleichtern die Verwitterung und Auskolkung. Dabei leisten die weniger oder gar nicht zerklüfteten Felspartien dem Gletscher solchen Widerstand, daß er diese festeren Partien nicht forträumen kann, sondern nur zu Rundhöckern abschleift. Hinzukommt, daß die zerklüfteten Gesteinspartien in den flachen Talböden dadurch, daß das Wasser dort steht, stärker verwittern als die festen Felsmassen, über welche das Wasser rasch hingleitet. Wir haben daher für den Prozeß der Dieter ion durch die Gletscher eine vorausgehende Zerklüftung und Verwitterung der Gesteine des Untergrundes anzunehmen; ebenso ist die zerstörende Frostwirkung unter dem Eise zu berücksichtigen. Dagegen kommt der Druck des Gletschers nur insofern in Betracht, als dadurch die vom fließenden Eise mitgeschleppten Blöcke fest in den Untergrund des Gletschers hineingepreßt werden. Diese Blöcke der Grundmoräne sind es eigentlich, welche den zerklüfteten Felsboden unter dem Gletscher aus- fegen und die Stücke losbrechen, weil sie erstens durch die Schwere des Gletschers stark belastet sind und zweitens durch den sich im Tale abwärts bewegenden Gletscher mitgezogen werden; dadurch können die Moränenblöcke gegen den Fels- boden wie Meißel wirken und die klüftigen Gesteine ausbrechen. !) W. SarLomoxn: Können Gletscher in anstehendem Fels Kare, Seebecken und Täler erodieren? Mit 2 Taf. N. Jahrb. Min. II, 1900. Stuttgart. RS Ein negativer Beweis für die Art und Weise der Gletscher- Detersion ist der folgende: Geschlossene Gesteinsmassen werden vom Gletscher zwar geschliffen, aber sie können nicht aus- gebrochen werden, weil der Gletscher mit seinen mitgeschleppten Blöcken glatt über die Rundhöcker und geschliffenen Flächen weggleitet, ohne Angriffspunkte für seine Blockmeißel zu finden. In dieser Beziehung war die Bemerkung von A. G. HÖGBOM auf dem Kongreß in Stockholm wichtig, daß über die Granit- höcker-Landschaft in Schweden gelegentlich die Kalkstein- partien als Hügel herausragen, weil der Granit klüftiger und spröder ist als der Kalkstein!). Es kommt also für die Detersion der anstehenden Felsen weniger auf deren Härte als auf ihre Klüftigkeit an. Im ganzen ist jedoch der Effekt des Ausbrechens von Felsstücken aus dem Untergrunde durch den Gletscher nicht bedeutend. Entsprechend den mechanischen Kräften, welche dabei wirksam sind, kann es sich dabei immer nur um ganz flache Talböden handeln, welche vor den Felsriegeln ausgekolkt werden gerade wie bei den Karböden. Aber steile Felsabstürze oder größere Seetiefen vermag der Gletscher mittels seiner mitgeschleiften Blöcke nicht zu erzeugen. In der Hauptsache waren daher die Täler in den Alpen oder im skandinavischen Hochgebirge oder in der schwedischen Abdachung schon vor der Eiszeit durch die Flüsse erodiert worden. III. Trogtäler. Wir kommen damit drittens auf die Besprechung der sog. Trogtäler. Es gilt bei den Glazialgeologen als ein feststehendes Dogma, daß die Täler, welche die Form eines großen lateini- schen U besitzen, von den Gletschern detersiert seien („Trog- täler“), und daß die von den Flüssen erodierten Täler eine V-Form besäßen. Der Unterschied besteht also darin, daß den ersteren ein breiter, trogförmiger Talboden, darüber steile Talwände, diesen eine unten spitz zugehende, ebenfalls steil- wandige Talschlucht zugewiesen wird’). Dabei wird gedacht, !) Analog dem Sandgebläse, von dem das verfilzte weiche Papier nieht angegriffen, dagegen das harte Gestein in der Schablone Korn für Korn herausgebrochen und weggeblasen wird. 2) Siehe z. B. Pznck und BrÜCKNER: Die Alpen im Eiszeitalter. S. 288 mit Bild des Floitentales in den Zillertaler Alpen. Leipzig 1909. — Oder G. StEinmans: Die Eiszeit nnd der vorgeschichtliche Mensch. S. 20 mit Abbildung des Lauterbrunner Tales. Leipzig 1910. Ze O daß der breite Gletscher den breiten Talboden und der schmale Fluß die schmale Rinne ausgefurcht hätten. Der Trugschluß geht schließlich so weit, daß von den Ultraglazialisten be- hauptet wird, nur Gebirge mit Trogtälern seien vergletschert gewesen, und V-förmige Täler charakterisierten diejenigen Ge- birge, denen eine diluviale Vergletscherung fehle. Der behauptete Unterschied an sich ist nicht richtig, weil z. B. in den Alpen unzählige Talstrecken vorkommen, welche V-Formen in ehemals vergletscherten Gebieten zeigen, und solche, die mit U-förmigen Strecken in ein- und demselben Tale abwechseln. Das letztere ist sogar die Regel in den Alpen. Ich erinnere z. B. an die Via Mala, durch die der Hinterrhein oberhalb Thusis durchströmt oder an die Salzach- öfen oberhalb Golling: Die Steilwände dieser engen und tiefen Schluchten tragen genug Schrammen und geschliffene Flächen als Zeichen davon, daß die Gletscher der Eiszeit sich durch sie hindurchgezwängt haben; auch sitzen in den Nischen der Felswände genug Reste von Moränen und erratische Blöcke. Aber die mächtigen Gletscher vermochten hier keine Trog- form zu schaffen, nicht die Schlucht wesentlich zu ver- breitern oder auszufurchen. Man sieht in diesen und anderen Talschluchten in den Alpen gerade, wie gering der Effekt der Detersion auf das anstehende Gebirge zur Eiszeit ge- wesen ist. Die Via mala ist vor der Vergletscherung der Alpen: bereits vom Hinterrhein erodiert worden — das beweisen die Gletscherschliffe und Moränenreste in der Schlucht. Es ist eine präglaziale Erosionsschlucht („Cluse“), die dadurch ent- stand, daß der Rhein mittels des Quarzsandes und der Gerölle des oberbalb anstehenden granitischen Gebirges die weicheren Triasschiefer, -kalksteine und -dolomite durchgesägt hat. Andrerseits entsteht die Ü-Form der Trogtäler gar nicht dadurch, daß der Talboden flach vom Gletscher ausgeräumt wurde; der Talboden solcher Täler besteht nicht aus anstehen- dem Felsgestein, sondern aus Schutt, mit welchem die ursprüng- liche, vom Flusse erodierte V-Form so weit aufgefüllt wurde, daß ein trogförmiger, flacher und breiter Talboden entstand. Dieser Schutt besteht oft aus Grundmoräne — also eine Auf- schüttung durch den Gletscher statt einer Abschürfung! — meistens aber aus Geröll- und Sandanschwemmungen des Flusses; zum Teil auch aus Halden oder Bergstürzen, die von den Steilwänden des Tales durch Verwitterung, durch Frost oder durch ihre eigene Schwere auf den Talboden nieder- gestürzt sind. =, Me, 2 Eine sichere Einsicht in die Tiefe eines typischen Trog- tales verschaffte uns die verderbliche Katastrophe im Lötsch- bergtunnel im Berner Oberlande bei Kandersteg!). Der Kanderfluß fließt von den Gletschern über Granit- gebirge mit starkem Gefälle herunter bis in den ganz flachen und ebenen Gasterenboden; außerordentlich steile, 1000 m hoch ansteigende Felswände über dem 500 bis 1000 m breiten und mehr als 4 km langen alten Seeboden zeigen zu beiden Seiten die korrespondierenden, stark gefalteten Jurakalke des Balm- hornes und Doldenhornes. In einer Tiefe von 180 m unter dem Gasterenboden wurde im Tunnel am 24. Juli 1908 die alte, jetzt verschüttete Talwand durchgeschossen; sogleich brach Sand und Kies des aufgefüllten Talbodens als ein breiiger Schlammstrom durch die Öffnung des festen Jurakalkes in den Tunnel hinein, tötete die Tunnelarbeiter und schüttete eine Strecke von 1100 m des eben gebohrten Tunnels zu. Die Ultraglazialisten sahen das alte Seebecken des Gasteren- bodens als eine Auskolkung durch den Kandergletscher an?). - Davon kann gar keine Rede sein. Vielmehr ist die geologische Entwicklung des Gasterentales die folgende: Vor der Eiszeit hatte der Kanderfluß ein tiefes V-förmiges Tal im Juragebirge ausgefurcht; dasselbe endigte oberhalb Kandersteg in einer engen, 750 m langen Schlucht, der Klus. Nach der Eiszeit, als der Gletscher diese Cluse verließ, stürzte ein Teil der fast senkrechten Kalksteinwände zu Tal und füllte mit ihrem Block- werke die Schlucht mindestens 130 m hoch auf. Dadurch ent- stand oberhalb der Klus ein Stausee, den die Kander mit ihren 1) Die Katastrophe geschah am 24. Juli 1908. Da ich an Ort und Stelle die Tunnelarbeiten im Jahre vorher verfolgt hatte und die Gegend genau kannte, schrieb ich einen Artikel über die Ursachen der Kata- strophe, in der Frankfurter Zeitung vom 2. August 1908 abgedruckt. Ich schickte diesen Artikel an ALBerT H&sım und korrespondierte mit ihm über die Sache. Trotzdem ignorierte A. Hsım in seinem im Jahre 1909 erschienenen Artikel (Vierteljahrsschrift der naturforschenden Gesellschaft in Zürich, Nr. 20: Beweist der Einbruch im Lötschbergtunnel glaziale Übertiefung des Gasterentales?) gänzlich, daß ich zuerst nachgewiesen, daß die Klus keine Felsschwelle sei, sondern durch postglaziale Berg- stürze zugeschüttet sei; daß das Gasterental durch diese Bergstürze und nicht durch Gletscherübertiefung entstanden sei usw. Ich bedaure, daß mein Freund ALBERT Heım sich auf meinen Artikel und unsere Korrespondenz über die Ursachen der Lötschbergkatastrophe schon nach einigen Monaten anscheinend nicht mehr besinnen konnte. 2) Auf dem IX. Internationalen Geographen-Kongreß zu Genf, Ende Juli 1908, berichtete J. FrüH (Zürich) über die Lötschberg- katastrophe und erklärte unter Zustimmung der Mehrzahl der Geographen, daß das 180 m tiefe Felsbecken unter dem Gasterenboden nur durch Gletscher erodiert sein könne. — N Anschwemmungen vollgefüllt hat; das ist der Gasterenboden. Die Klus ist kein Felsriegel, sondern eine 150 m hoch zu- geschüttete Via Mala. Daß die alten Talwände unter dem Gasterenboden ursprünglich V-förmig nach unten konvergierten, ist dadurch bewiesen, daß die Einbruchsstelle des Tunnels in der Tiefe von 130 m ungefähr unter der Mitte des Querprofiles des Tales liegt. In ähnlicher Weise waren alle anderen Trogtäler, z. B. das Lauterbrunner Tal, ursprünglich V-förmige Erosionstäler, deren unterste Tiefen von Berg- und Flußschutt oder auch von Grundmoränen aufgefüllt sind. Dadurch entstand die U-Form der Trogtäler. | Es ist wichtig, festzustellen, daß die Flüsse in den Alpen vor der Eiszeit so tief in das Gebirge einschnitten, daß 1000 m hohe, steile, fast senkrechte Talwände durch diese energische Erosion erzeugt wurden. Die Energie dieser Erosion beweist, daß: vor der Eiszeit das Gefälle der Flüsse viel stärker ge- wesen sein muß als nach der Eiszeit oder als jetzt. Z. B. ein so gewaltiger Taleinschnitt im Granit (Tonalit) wie die Val di Genova auf der Ostseite. des Adamello-Stockes ist unter dem heutigen geringen Gefälle des Talweges undenkbar. Diese Tatsache weist wieder darauf hin, daß die Alpen vor der Eiszeit und während der Haupteiszeit ansehnlich höher über ihren äußeren Rändern gestanden haben müssen als jetzt'). Infolge der Absenkung des ganzen Alpengebirges zur atlantischen und skandinavischen Periode der Eiszeit wurde das Gefälle der großen Flußtäler in den Alpen so bedeutend verringert, daß die Taltiefen mit Schutt und Geröllen angefüllt wurden; so bildeten sich die Schotterterrassen und die flachen breiten Talböden; so entstand die Ü-Form der Trogtäler, und so er- tranken die nahe den Alpenrändern liegenden untersten Tal- strecken zu Seen. IV. Hängetäler. Was endlich die sog. „Hängetäler“ betrifft, so habe ich niemals einsehen können, aus welchem Grunde sie als ein Beweis für die Gletscher-Erosion betrachtet werden konnten. Ob die Seitentäler an Tiefe hinter den Haupttälern zurück- stehen, weil sie durch Gletscher oder durch Wasser weniger !) Ich nehme an, daß die Alpen 1300—1500 m zur Haupteiszeit höher über das Meer als jetzt, also in kältere Luftschichten, empor- ragten. Siehe meine Abhandlung über die Einheit und die Ursachen der diluvialen Eiszeit in den Alpen. Darmstadt 1910. — 689. — tief erodiert wurden, ist an sich in bezug auf die Mechanik dieser Erscheinung ganz gleich: in beiden Fällen wäre die schwächere Kraft der geringeren Eis- oder Wassermenge die Ursache des Zurückbleibens der Hängetäler. Der, Staubbach bei Lauterbrunnen konnte mit seiner kleinen Wassermenge unmöglich gleichen Schritt in der Erosion seines Tälchens halten mit der schäumenden Lütschine unten im Haupttale. Schluß. Auf dem Internationalen Geologen-Kongreß fand eine lange Diskussion über die sog. Gletscher-Erosion statt. A. G. HÖGBoM (Upsala), der das granitische Grundgebirge von Schweden am besten kennt, sprach sich dahin aus, daß der Effekt der Detersion des skandinavischen Schildes durch die Gletscher der Eiszeit sehr gering gewesen sei: er schätzte die Ab- schrämung der Gesteinsoberfläche des schwedischen @Grund- gebirges auf höchstens einige Meter; die Detersion hört auf, sobald die Oberfläche der festen Gesteine vom Gletscher glatt- geschliffen sei. C. BRÖGGER (Kristiania) glaubt, daß Skan- dinavien während der Eiszeit um etwa 25 m erniedrigt worden ist. Diesen geringen Ausmaßen gegenüber erklärte A. PENCK, daß die Gletscher-Erosion der Alpentäler während der Eis- zeit seiner Ansicht nach !/, bis !/;, der Wasser-Erosion betragen hätte. Dieses Verhältnis ist immerhin schon viel bescheidener, als es auf dem Internationalen Geographen-Kongreß in Genf von einigen Geographen unter ED. BRÜCKNERs Führung be- hauptet wurde: 60—90 Proz. der großen Alpentäler sollten durch die Gletscher der Eiszeit auserodiert worden sein! Ich fasse die Resultate meiner Darlegungen zusammen. Die Kare sind nicht von Gletschern ausgefurcht worden: die Steilwände des Circus sind vom Wasser und Frost aus- gebrochen. Karböden und kleine Seebecken, welche von Felsriegeln abgeschlossen werden, wurden durch einen fließenden Gletscher mittels der Meißelkraft mitgeschleppter Blöcke aus zerklüfteten Gesteinen herausgebrochen und ausgekolkt. Diese Übertiefung von Talbecken ist in ihrem Betrage gering und steht im Ver- hältnis zur Größe des Gletschers, welcher detergiert. Die Trogtäler sind nicht durch Gletscher in die U-Form ihres Querschnittes versetzt worden; vielmehr entstanden sie durch Auffüllung ihrer vorher V-förmigen Sohle mittels Grundmoränen, Flußschotter oder Gehängeschutt. Noch weniger zeugen die 45 en Hängetäler für eine Gletscher-Erosion des Haupttales; sie blieben in ihrer Vertiefung zurück, weil sie eine geringere Wassermenge als die Haupttäler führen. Ich schätze also das Ausmaß der Detersion der Gletscher im anstehenden Fels sehr gering; ihr Betrag ist im zerklüfteten Gestein etwas höher als im geschlossenen Fels. Dagegen schätze ich den Effekt der Erosion des fließenden Wassers im Gebirge sehr hoch ein schon wegen der in der Regel sehr langen zeitlichen Dauer dieser Flußerosion, welche um so kräftiger angreifen konnte, je höher das Gebirge stand, und je stärker das Gefälle des Flusses war. 57. Das marine Diluvium und die pflanzen- führenden Diluvialschichten Norddeutschlands. Eine Anfrage an Herrn LePrsıuvs. Von Herrn ©. GAGEL. Berlin, den 3. Dezember 1910. Wir haben im Diluvium Norddeutschlands außer den glazialen und fluvioglazialen Ablagerungen eine ganze Anzahl mariner, faunaführender Schichten, die unter, zum Teil tief unter diesen mehr oder minder mächtiger, glazialen und fluvio- glazialen Sedimenten, unter Geschiebemergel, Geschiebesanden und geschichteten Sanden liegen, und die deshalb von allen Beobachtern, die sie kennen, als interglaziale — in einem wärmeren Meere gebildete — betrachtet, zum kleineren Teil auch für glaziale — am Rande des Eises abgesetzte — Tone gehalten werden. Diese marinen Diluvialschichten unter den Moränen enthalten nämlich sehr verschiedenartige Faunen: zum Teil hocharktische mit Yoldia arctica, Yoldia lenticularis, Pan- dora glacialis, um nur die bezeichnendsten Formen dieser Fauna anzuführen, die jetzt — nach den grundlegenden, klassischen For- schungen von Sars') — nur im hohen Norden, in den kältesten Meeren um Island, Grönland und Spitzbergen in 20— 300 Faden Tiefe großenteils in der Nähe abschmelzenden Eises lebt und nicht einmal mehr in den borealen Gegenden bei den Lofoten !) SarS: Mollusca regionis arcticae Norvegiae. Christianis 1878. — 687 — und Finnmarken vorkommt: zum andern Teil enthalten diese marinen Diluvialschichten eine rein boreale Fauna, die vom hohen Norden bis etwa zu den Lofoten und Finnmarken vor- kommt, wie Tellina calcarea, Uyrtodaria siligqua, Modiolaria corrugata, Leda pernula, Trophon clathratus, zum Teil allein, zum Teil zusammen mit Formen, die entweder nur in hoch- arktischen Gegenden vorkommen, oder mit solchen, die vom hohen Norden bis zur Nordsee leben, wie Sawicava pholadıs, S. aretica, Mya truncata, Cyprina islandica, Buccinum un- datum. Endlich haben wir marine Diluvialschichten mit ganz gemäßigter Fauna wie Cardium edule, Mactra subtruncata, Hydrobia ulvae usw., die vorwiegend in der Nordsee leben, aber auch bis in boreale Gegenden vordringen, sowie solche, die nur in ganz gemäßigten Gewässern leben, wie ÖOstrea edulis, Tapes aureus, Nassa reticulata, und überhaupt nicht einmal in boreale Gebiete gehen, viel weniger denn in die arktischen Meere. Diese Faunen, die heute nach Klima und Tiefenzonen . getrennt leben, finden sich ebenso in unserem marinen Dilu- vium stets entweder an getrennten Lokalitäten oder wenigstens in getrennten Schichten derselben Loka- lität. So liegt bei Esbjerg!) unter 1,5 m Geschiebemergel ein glazialer Ton mit hochnordischer und rein borealer Fauna, aber ohne gemäßiste Formen; ebenso liegt bei Rensing, zum Teil unter Geschiebemergel, zum Teil zu steilen Sätteln zu- sammengeschoben, abradiert und von einer Steinsohle bedeckt, ein Ton mit einer hocharktischen und rein borealen Fauna, ‚ebenfalls ohne gemäßigte Formen. Am Rögle Klint liegt unter mächtigem blaugrauen Geschiebemergel eine boreale Fauna ohne alle gemäßigten Elemente; bei Itzehoe liegt ebenfalls unter 2!/, m Geschiebemergel eine rein boreale Fauna ohne jede gemäßigte Form — alles dieses in klaren Aufschlüssen, die von GOTTSCHE beschrieben und von zahlreichen, einwandfreien Fachgenossen geprüft und studiert sind; ich nenne nur MADSEN und MUNTHE, um von den norddeutschen Geologen ab- zusehen. Wir haben ferner eine ganze Anzahl Aufschlüsse ım marinen Diluvium, wo eine ganz gemäßigte Fauna ohne alle arktischen oder rein borealen Elemente vorliegt, so Lauenburg, wo im wesentlichen Cardium edule und Mytilus edulis unter einem mächtigen Geschiebemergel und über Diluvialtorf vor- ı) Für alle diese Punkte: Ü. GoTTSCHE: Die Endmoränen und das marine Diluvium Schleswig-Holsteins. Mitt. geogr. Ges. Hamburg X 111, 1897. 45% u 638 an handen ist, so Ütersen-Glinde!), wo eine ganz gemäßigte Fauna mit Ostrea edulis, Cardium edule ohne jede rein boreale oder gar arktische Form unter 1,5 m autochthonem Torf mit gemäßigter Flora liest, und das Ganze von unzweifelhafter Grundmoräne unterlagert und überlagert wird — in großen Aufschlüssen! — In Hinschenfelde-Hummelsbüttel liegt eben- falls in Tagesaufschlüssen unter einer erheblich mächtigen Moräne 'marines Diluvium mit rein gemäßigter Fauna: Ostrea edulis, Cardium edule usw., ohne jede rein boreale oder ark- tische Beimischung. Endlich haben wir große, einwandfreie Aufschlüsse, wo unter mächtigen Geschiebesanden mit großen Geschieben oder unter typischen, unausgewaschenen Moränen sowohl hochark- tische nebst borealen wie auch ganz gemäßigte Faunen liegen, aber wieder in getrennten Schichten; so bei Lamstedt?), wo über Schichten mit arktischer Fauna solche mit borealer Fauna und endlich solche mit ganz gemäßigter Fauna (Ostrea edulis, Cardium edule) folgen, also die Zeichen eines ganz allmählich und gleichsinnig erfolgten Klimawechsels, und endlich Stade, wo über Geschiebemergel und glazialen Tonen mit borealer Fauna (Sazicava rugosa, Modvolaria cor- rugata) eine Austernbank mit Ostrea edulis, Cardium edule, Tellina baltica, Mytilus edulis, Mactra subtruncata, Buccinum undatum folgt, also eine Bildung eines gemäßigten Meeres; darüber liegen glaziale Tone mit hocharktischer und borealer Fauna: Yoldia arctica und Y. intermedia, Sazicava pholadis und S. arctica, Modiolaria corrugata und Oylichna propinqua, darüber 13 m. Geschiebemergel, nochmals glaziale Tone mit arktischer Fauna und nochmals Geschiebemergel?). Es liegt also hier ein Hinweis auf eine doppelte Klimaschwan- kung in sehr erheblich mächtigen Schichten von gla- zial durch gemäßigt wieder in glazial vor, wie er schöner nicht gedacht werden kann! Was die Cyprinentone der Cimbrischen Halbinsel und der Dänischen Inseln betrifft, so verweise ich auf das große und ausgezeichnete Werk von MADSEN, NORDMANN und HARTZ: „Eem-Zonerne. Studier over Cyprinaleret og andre Eem !) SCHRÖDER und STOLLER: Diluviale marine, und Süßwasser- ablagerungen bei Utersen-Glinde. Jahrb. d. Kgl. Geol. Landesanst. XXVIl, 1907, S..455f. : | ?) SCHRÖDER: Erläuterungen zu Blatt Lamstedt, Lieferung 130, der geologischen Karte von Preußen: usw., S. 12. 3?) SCHRÖDER: Mitteilung über die geologischen Aufnahmen bei Stade. Jahrb. d. Kgl. Geol. Landesanst. XIX, 1898, S. CLIM. Re 6 89 — Aflejringer“, aus dem zur Evidenz hervorgeht, daß die unter Geschiebemergel in sehr stark gestörten Lagerungsverhältnissen liegenden Cyprinentone eine ganz gemäßigte Fauna, zum Teil mit sehr wärmeliebenden Komponenten enthält, und ganz tief im Diluvialprofil liegen muß. Ich habe hier nur die Vorkommen erwähnt, die unter sicheren Moränen liegen! Alle diese erwähnten marinen Diluvialschichten unter den Moränen liegen in einwand- freien Tagesaufschlüssen, die von GOTTSCHE, SCHRÖDER, FOCKE, MÜLLER, MADSEN, WOLFF beschrieben und von zahl- reichen anderen Fachgenossen studiert und kontrolliert sind, und deren primäre Ablagerung von niemand bestritten ist. Außer diesen in Aufschlüssen sichtbaren marinen Diluvial- schichten mit verschiedenartigen Faunen liegen noch zahlreiche derartige, Faunen aus Bohrungen vor, wo sie ebenfalls von sehr mächtigen Moränen überlagert werden; ich nenne hier nur bei- spielsweise die von GOTTSCHE beschriebenen Bohrungen von Dockenhuden und Nienstedten bei Hamburg wo unter 18 bzw. 35 m Geschiebemergel und fluvioglazialen Schichten mächtige diluviale Tone mit mariner, nicht arktischer Fauna liegen — in einwandfreien Proben — und noch von einem tiefsten Geschiebemergel unterlagert werden. Außer diesen einwandfrei beobachteten, in Schleswig- Holstein und sicher unter Geschiebemergel liegenden marinen Diluvialschichten, die zum Teil in Verbindung mit am Ort gewachsenen, autochthonen Torflagern vorkommen, sind nun von BRÖGGER spätglaziale marine Bildungen aus dem Christianiafjord beschrieben, die sich nach dem Rück- zug des Fises aus Norddeutschland in epiglazialer Zeit — also sehr viel später — gebildet haben und zum Teil eine hocharktische Fauna, zum Teil (in ihren jüngeren Schichten, bei noch weiter zurückgewichenem Eise) eine mehr gemäßigte Fauna führen, deren Charakter in ganz offensicht- lichem Zusammenhang mit der Lage der einschließenden Ab- lagerungen zum Eisrand steht. Endlich ist aus ganz spät postglazialer Zeit, nachdem aus dem Ostseegebiet sogar schon der Süßwasser-Ancylussee verschwunden war, eine ganz gemäßigte und ganz mo- derne Fauna ohne jede Spur von borealen oder arktischen oder von ausgestorbenen Elementen (vgl. Tapes aureus eemensis) bekannt, die Litorinafauna. Darüber, daß die Litorinafauna sehr lange nach dem definitiven Rückzug des Eises gelebt hat und andere Formen enthält als die Cyprinentone (Eem- fauna!), kann ebensowenig ein Zweifel bestehen, als daß die — u — vorerwähnten marinen Diluvialschichten sehr lange vor der letzten Eisinvasion abgesetzt sind — sie liegen zum Teil er- heblich tief unter 2,5 bis 13 bis 33 m Geschiebemergel, Auvio- glazialen Schichten und unter mächtigen Torfen, wobei ich noch gar nicht erörtern will, ob alle diese mächtigen Ge- schiebemergel auch oberer, letzter Geschiebemergel sind — die Hamburger Tiefbohrvorkommen liegen m. E. ziemlich sicher unter unterem Geschiebemergel, ebenso die Eemfauna. Diese stratigraphischen Verhältnisse sind durch die jahrzehntelange Arbeit der norddeutschen und skandinavischen Glazialgeologen über jeden Zweifel sichergestellt und bis- her noch von niemand bestritten als von Herrn LEpsıus! Als besonders ins Gewicht fallender Umstand muß noch hervorgehoben werden, daß die Tone mit gemäßigter Fauna bei Glinde-Ütersen nicht direkt von der Moräne überlagert werden, sondern daß sich dazwischen noch 1,5 m mächtiger, stark zusammengepreßter, schiefriger, sicher autochthoner, an Ort und Stelle gewachsener Diluvialtorf ändet, der durch das Inlandeis auf etwa a seines Volumens zusammengepreßt, also ursprünglich mindestens 4—6 m mächtig gewesen ist. Da solche Torfe nach ganz einwandfreien Beobachtungen WEBERs allerhöchstens 2—3 cm (meistens weniger) im Jahre wachsen, dann ım Laufe der Zeiten von selbst schon auf etwa !;; cm zusammenschrumpfen — ohne die glaziale Pressung, die sie wieder auf etwa hr komprimiert hat —; so hat allein dieses Torflager mindestens 1000 Jahre (wahrscheinlich sehr viel mehr) zu seiner Entstehung ge- braucht, die zwischen die Ablagerung der mächtigen marinen Schichten mit gemäßigter Fauna und die der überliegenden Grundmoräne fällt. Herr LEPSIUS behauptet nun aber in seiner „Geologie Deutschlands“, II. Bd., beim Kapitel der „sogenannten inter- glazialen Ablagerungen“: „So werden wohl auch die an den norddeutschen Küsten liegenden, marinen Diluvialschichten in derselben Zeit zur Ablagerung gekommen sein, nämlich in der jüngeren Glazialzeit“, wie die Ablagerungen des Yoldia- und Litorinameeres, „das erst am Schluß des glazialen Diluviums in das Ostseegebiet eingebrochen ist“ (8. 502). „Die norddeutschen Geologen hielten diese marinen Dilu- vialfaunen mit Oyprin aislandica „(in keiner Litorinaablagerung ist bisher eine Cyprina gefunden! C.G.)“ usw. von Schleswig- Holstein, von den dänischen Inseln, der mecklenburgischen Küste, von Öst- und Westpreußen zum Teil für Präglazial, zum Teil verteilten sie sie auf die verschiedenen Interglazialzeiten!“ „Die hr 59 / ARE Litorinaschichten sind von G. BERENDT und A. JENTZSCH im diluvialen Steilufer des Weichseltaless bei Elbing, Marienburg, Heilsberg und Bartenstein in Östpr. nachgewiesen!“ Herr LEPSIUS redet von einer „Litoralfauna bei Ham- burg-Elmshorn, Oldesloe, am Elb-Travekanal mit Litorina kktorea, Yoldia arctica, Ostrew edulis“, deren Conchylien noch jetzt an den nordeuropäischen Küsten leben, trotzdem noch nie und nirgends in der Welt diese beiden letzten Formen zusammen gefunden sind und weder bei Hamburg, noch bei Elmshorn, noch bei Oldesloe, noch am Elb-Trave- kanal bisher je auch nur eine einzige Yoldia beobachtet ist, wie Herr LEPSIUS behauptet (S. 502) — nach den grundlegenden Untersuchungen von SARS und der sehr sorgfältigen Feststellung und Diskussion aller diesbezüglichen Tatsachen durch GOTTSCHE. Herr LEPSIUS sagt ferner: „Die Muscheln und Schnecken der Yoldiatone leben alle noch an den Küsten der Nordsee und zum Teil an den Küsten des Atlantischen Ozeans“ (S. 520); er spricht davon: „daß im Yoldiameer eine arktische Fauna gelebt habe, ist gar nicht der Fall“... „gerade wie der Name Yoldia arctica dazu verführt hat, das Yoldiameer für ein kaltes, arktisches zu halten“. Herr LEPSIUS behauptet ferner, „die Lagerung der ‚sog. interglazialen‘ Ablagerungen bleibt gewöhnlich eine un- sichere, weil die Aufschlüsse zu gering sind, oder die Tief- bohrungen ungenaue Bohrproben ergeben“ ($. 502). Für alle diese Behauptungen, die sämtlich allen vorher angeführten, einwandfrei bewiesenen, stratigraphischen und faunistischen Feststellungen und Tatsachen — nicht etwa deren irgendwie gearteten Deutungen! — diametral widersprechen (ebenso wie die Bemerkungen über die Yoldia usw. den grundlegenden Feststellungen von SARS widersprechen), bringt Herr LEPSIUS auch nicht die Spur eines Beweises; er zitiert nicht etwa die Autoren jener gewiß nicht unbeträcht- lichen oder gleichgültigen Beobachtungstatsachen, sondern aus der ganzen Beweisführung von Herrn LEPSIUS geht auch ganz offenbar hervor, daß er alle diese Tatsachen entweder über- haupt nicht kennt, oder sie zum mindesten gar nicht be- achtet und nicht in den Originalschriften zu studieren sich die Mühe gegeben hat!). !) Herr Lepsıus zitiert als Literatur nur WAHNSCHAFFES „Ober- tlächengestaltung“ und eine ganz kurze Notiz von mir! Und er kann selbst WAHNSCHAFFEs Werk nur ganz flüchtig gelesen haben, da ihm ‘sonst nicht das im dritten Absatz hierauf zitierte Unglück mit Glinde- Utersen hätte passieren können! ZT. [I 9 2 == All das, was an mühsamer, stratigraphischer Fest- stellung im Verlaufe von drei Jahrzehnten in Norddeutschland und Skandinavien geleistet ist, existiert für Herrn LEPSIUS nicht oder wird wenigstens kaum mit einem Worte erwähnt; es ist nach Herrn LEPSIUS’Buch so gut wie nicht vor- handen, nach dem Buch, in dem jede kleine Ungenauigkeit oder Flüchtigkeit anderer Autoren mit der größten Schärfe kritisiert wird (nur S. 528 ist etwas darüber angedeutet). Herr LEPSIUS sagt ferner: „Wenn es richtig ist, daß z.B. bei Glinde wirklich noch echte Grundmoräne über marinen Tonmergeln lagern sollte, so würde dieses ein Gebiet sein, in dem die Gletscher bereits mit dem eindringenden Meere gekämpft hätten.“ Daß aber zwischen den marinen Tonen mit rein gemäßigter Fauna und dem Geschiebemergel der oben erwähnte, 1!/, m mächtige, zusammengepreßte, autoch- thone Torf mit nicht arktischer Flora liegt, dessen Wurzeln in die marinen Tone eindringen, davon redet Herr LEPSIUS nicht — dieser allermindestens 1000jährige Torf hat sich also nach seiner Ansicht wohl auch in dem mit dem Gletscher kämpfenden Meere gebildet!! Ich möchte also Herrn LEPSIUS ergebenst fragen, auf welche (Gründe und auf welche Autoritäten sich diese seine, allen diesen sicher beobachteten und bisher unwidersprochenen Tat- sachen ins Gesicht schlagenden Behauptungen stützen: woher er weiß, daß Yoldia arctica noch in der Nordsee zusammen mit Ostrea edulis, Litorea litorea eine Litoralfauna bildet; woher er weiß, daß ZLitorina-Schichten im Steilufer der Weichsel, bei Elbing, Heilsberg, Bartenstein auftreten, daß über den jüngsten Moränen in Westpreußen Yoldia-Tone liegen usw.; mit welchem Recht er die von zahlreichen Geo- logen kontrollierten), tatsächlichen Feststellungen von Glinde bezweifelt? Dieselben Auffälligkeiten, wie mit der marinen Fauna, finden sich auch in den Behauptungen des Herrn LEPSIUS über die „sog. interglazialen“ Floren. Daß in allen den für interglazial gehaltenen Floren nur wärmeliebende oder gemäßigte. aber keine arktischen Pflanzenreste vorkommen, während in den unmittelbar auf der letzten Grundmoräne liegenden, am Eisrande entstandenen Dryastonen nur eine hochnordische Flora mit der.ganz kleinblättrigen, grönländischen Dryas octopetala und Salix polaris vorkommt, also ganz dieselben Verhältnisse wie bei den gemäßigten diluvialen Faunen unter und den !) Exkursion der Deutschen Geologischen Gesellschaft 1909! rn 693 Be hocharktischen Yoldiatonen dicht über der Grundmoräne, das beweist für Herrn LEPSIUS ebenfalls nichts. Diese Dryas- tone mit der hocharktischen Flora werden, soviel ich sehen kann, überhaupt nicht erwähnt; die gemäßigte Flora hat „am Inlandeisrande“ gelebt, trotzdem als Analogon nur die Ver- hältnisse an den tief herunterhängenden Gletscherzungen von Talgletschern angeführt werden, also Dinge, die sich mit den Verhältnissen einer kontinentalen Eiskappe absolut nicht ver- - gleichen lassen. Doch ist es zum Schluß ja Geschmackssache, ob man diese zum mindesten sehr auffälligen Verhältnisse als Beweise an- sehen oder vor ihnen die Augen schließen will!! Was aber schon erheblich gewichtiger und nicht mehr Geschmackssache ist, ist die Tatsache, daß zusammen mit mehreren dieser für interglazial gehaltenen Torflager, die unter mächtigem, jungen, frischen Diluvium liegen, sehr auf- fällig tiefgehend zersetzte und verwitterte Schichten liegen, deren Verwitterungsgrad und Verwitterungsmächtigkeit sehr viel größer ist als die der postglazialen Verwitterung der frischen Schichten darüber, und zwar nicht nur verwitterte Sande und Kiese, sondern auch verwitterte Geschiebemergel — so bei Süderstapel und Elmshorn, wo die entkalkten und verwitterten Moränen bis zu 27 ja 32 m Tiefe herunterreichen und zum Teil unter mächtiger, frischer, grauer Moräne liegen, deren Verwitterungsrinde kaum 1,5 m mächtig ist! — Schichten, die also sehr, sehr lange Zeit zu ihrer Ver- witterung brauchten, ehe ein neues Eis sie überschritt und sie mit frischen Ablagerungen zudeckte!! Nach Herrn LEPSIUS dagegen ist das auch kein Beweis für imterglaziale Verwitterung; „die Verwitterung des Ge- schiebemergels hängt vielmehr von ganz lokalen Ursachen ab, nämlich davon, ob an einem Ort eine ‚„Durchspülung‘ mit Grundwasser geschieht“ (S. 506). Herr LEPSIUS weiß also nicht, daß unsere norddeutschen Moränen, die Geschiebemergel, praktisch wasserundurchlässig sind und keinerlei bemerkbare Wasserzirkulation aufweisen, daß sich das Grundwasser stets über und unter ihnen staut, daß außerdem z.B. in Elmshorn und Süderstapel auch dicht nebeneinander und unter ganz denselben Verhält- nissen frische unzersetzte und ganz verwitterte, entkalkte Moränen auftreten!!! Daß bei Süderstapel auch ganz frische unzersetzte Kiese ohne Zwischenschicht in demselben Horizont mit ganz unregelmäßiger Grenze auf ganz zersetzten — low Kiesen liegen, ebenso bei Lütjenbornholt, wo in Verbindung ınit den zersetzten Kiesen unter frischen Sanden und Kiesen Interglazialtorfe mit der ausgestorbenen Drasenia purpurea und den Artefakten des paläolithischen Menschen vorkommen, sei als Schlußbeweis hervorgehoben! — Also hier hat die „Durchspülung mit Grundwasser“ in demselben einheitlichen Kies-Horizont ohne Zwischenschicht plötzlich ganz unregelmäßig Halt gemacht, und zwar ist anscheinend die „Durchspülung“ von unten nach oben gegangen, da die frischen Sande und - Kiese mit der unregelmäßigen Grenze obenauf liegen. Auch aus dieser ganzen Diskussion über die Verwitterungs- zonen, mit der Herr LEPSIUS „die Methode der norddeutschen ‚Flachlands‘geologen charakterisieren“ will, ergibt sich, daß Herr LEPSIUS die ganze, umfangreiche Literatur über diesen Gegenstand, z. B. über Sylt, ebenfalls gar nicht kennt oder wenigstens nicht beachtet; — eine Literatur, an der auch Forscher wie STOLLEY und PETERSEN mitgearbeitet haben, die auch Herr LEPSIUS wohl nicht als „Flachlandsgeologen“ bezeichnen wird. Ich frage also nochmals, mit welchem Recht Herr LEPSIUS, der so die wichtigste und wesentlichste Literatur über unser Diluvium — GOTTSCHE, SCHRÖDER, STOLLER, MADSEN, NORDMANN — gar nicht kennt (oder zum min- desten nicht beachtet), den „Flachlands“geologen den Rat gibt, die Resultate langjähriger, sorgfältiger, stratigraphischer Forschungen ohne weiteres aufzugeben und die „GEINITZsche Auffassung von der Einheitlichkeit der Eiszeit als eine Er- lösung aus einer ganz unmöglichen Position’ freudig zu er- greifen und ihrerseits weiter zu befestigen“ (S. 508)? Es ist freilich sehr viel leichter, von vornherein das Diluvium für ein unentwirrbares Chaos zu erklären, als sich zu bemühen, die bisher gemachten Fortschritte in der Ent- zifferung dieser schwierigen Formation aus der Literatur und vor allen Dingen draußen im Felde kennen zu lernen. Wenn Herr LEPSIUS sich diese Mühe gegeben hätte, würde er gefunden haben, daß die gerügten vielen Widersprüche nicht srößer und zahlreicher sind, als sie auch sonst in den Schriften über verhältnismäßig spät zur Erforschung gelangte Wissens- gebiete auftreten, an denen sehr zahlreiche Forscher von sehr verschiedenen Gesichtspunkten aus arbeiten! Te 98. Uber Pechstein von Meißen und Felsit- porphyr von Dobritz. Zur Richtigstellung gegen Herrn STUTZER - Freiberg. Von Herrn A, SAUER. Stuttgart, September 1910. Im 2. und 3. Heft der diesjährigen Monatsberichte unserer Zeitschrift spricht STUTZER-Freiberg Ansichten aus über den Pechstein von Meißen und die genetischen Beziehungen zwischen Meißner Pechstein und Dobritzer Felsitporphyr, die sich in erster Linie gegen meine vor reichlich 20 Jahren über diesen Gegenstand ausgeführten Untersuchungen, zugleich aber gegen alle diejenigen richten, die sich später mit den gleichen petrographischen Fragen eingehender beschäftigten und meine Resultate bestätigen konnten. Die geologische Aufnahme von Blatt Meißen war seiner- zeit die äußere Veranlassung für mich, an die Untersuchung dieser Gesteine heranzutreten. Meißen ist bekanntlich das klassische Gebiet der Pech- steine, das Gebiet für eine besonders mächtige und reine Aus- bildung derselben. Doch treten diese wasserhaltigen natür- lichen Gesteinsgläser, wie ich hier gleich STUTZER gegenüber betonen möchte, ım Palaeozoicum in ihrer räumlichen Ent- wickelung vergleichsweise entschieden zurück gegen die analogen Gesteine im Kaenozoicum, wenn man die eng mit den Pech- steinen verbundenen Perlite hinzurechnet. Bei der Untersuchung der Meißner Pechsteine gelang es mir zunächst, in größerem Umfange felsitähnliche sekundäre Umbildungen derselben nachzuweisen — die man früher für ursprünglich gehalten und mit der Grundmasse der Felsit- porphyre verglichen hatte — und diese sekundäre Felsitisie- rung hinein zu verfolgen bis in alle Einzelheiten, bis zur Her- ausbildung eines ganz und gar felsitporphyrähnlichen End- gliedes. | Nach diesem Ergebnis und bei dem engen räumlichen Verbande des mit dem Pechstein auftretenden Dobritzer Felsit- porphyres, dessen gegenwärtige Grundmasse von mir ebenfalls als eine in vieler Hinsicht sekundäre Bildung festgestellt wurde, mußte sich mir nun der Schluß nahelegen, daß „der Dobritzer Porphyr aller Wahrscheinlichkeit nach vom Meißner Pechstein — 0696 — abzuleiten sei“. .(Vgl. Erläuterungen zu Sektion Meißen, Leipzig 1889, S. 94.) Ich setzte diese Untersuchungen an andern Vorkommnissen fort und konnte zunächst an dem bekannten Kugelpechstein von Spechtshausen (Erläuterungen zu Sektion Tharandt, 1891) nachweisen, daß dessen eigenartigen kugeligen Gebilde nicht eingeschmolzene fremde Einschlüsse darstellen, wie man vor- dem glaubte dargetan zu haben, sondern endogene felsitische Ausscheidungen, bei deren Entstehung die seltsamsten Spannungs- erscheinungen im umgebenden, mit den Felsitkugeln durch Übergänge verbundenen Glase hervorgerufen worden waren. Auch die gangförmig auftretenden Pechsteine des Leisniger Gebietes wurden vergleichsweise von mir in die Untersuchung mit hereinbezogen sowie andere auswärtige Vorkommnisse, so daß ich schon damals zur Überzeugung gelangte, daß jenen oben erwähnten Felsitisierungserscheinungen für die Erklärung der überaus vielgestaltigen Porphyrgrundmasse eine generelle Bedeutung zukommen dürfte und daß in Hinblick auf die regionale Verbreitung solcher Vorgänge den Umbildungen der sauren Gesteinsgläser überhaupt mehr Beachtung als bisher geschenkt werden müsse. Die Untersuchungen wurden in Baden fortgesetzt; sie lieferten mir an dem trefflichen Material der Deckenporphyre des mittleren Schwarzwaldes in mancher Hinsicht die Probe aufs Exempel und manche wertvolle Bestätigung früherer Ver- mutungen. (Vgl: A. SAUER: Porphyrstudien. Mitteil. d. Großh. Bad. Geol. Landesanstalt 1894.) Namentlich ließ sich der Nachweis führen, daß bis zur definitiven Herausbildung der porphyrischen Grundmasse, wie sie in ihrer kaleidoskopartigen Mannigfaltigkeit heute vor uns liegt, noch sehr viel weiter- reichende sekundäre Umformungen stattgefunden haben, und daß nicht bloß der glasige, sondern auch der mikrofelsitische und mikrosphärolithische Anteil der Grundmasse einer durch- greifenden Zersetzung unterliegen kann, teilweise unter Bildung der bei den Felsitporphyren so weit verbreiteten mikrokrystallin- allotriomorphkörnigen Strukturen, vielfach auch von Kiesel- säureausscheidungen begleitet, die wiederum eigenartige, bisher immer für primär gehaltene Strukturerscheinungen der Grund- : masse zur Folge hatten, während, was besonders beachtenswert erschien, die üblichen bekannten äußerlichen Verkieselungs- erscheinungen sich durchaus nicht immer als der entsprechende sichtbare Ausdruck tiefgreifender Umbildungen feststellen ließen, ja im Gegenteil oftmals geradezu einen besonders frischen Erhaltungszustand vorzutäuschen vermögen. er b I 7 nr, Den ersten Nachweis regionaler Felsitisierung an Vitro- phyren finden wir bei ROSENBUSCH (Physiographie der massigen Gesteine, 1. Auflage, 1877, S. 91), der überhaupt von jeher in seiner Physiographie der Gesteine den Strukturerscheinungen der Liparite und Quarzporphyre eine besonders ausführliche Behandlung zuteil werden ließ. Dieser Nachweis wird am Porphyrgang des Burgstalls bei Wechselburg geführt, wo am Salbande felsitische Beschaffenheit unter allen Zeichen tief- greifender Umänderung, in der Mitte vitrophyrische Ausbildung vorhanden ist. STUTZER erwähnt diese wichtige Feststellung ROSENBUSCHs — aber nur als „Versuch“ eines Nachweises. Das muß jedem aufmerksamen Leser der STUTZERschen Mit- teilungen um so peinlicher auffallen, als diese selbst manches zu wünschen übrig lassen, wie die nachfolgenden Feststellungen ergeben werden. Übrigens kommen ZIMMERMANN und SCHEIBI: bei STUTZERs Einschätzung auch nicht besser weg, indem er deren aus einem reichen Tatsachenmaterial sich ergebenden Feststellungen über die sekundären Umbildungen der Grund- masse von Thüringer-Wald-Porphyren (Erläuterungen zur geo- logischen Spezialkarte des Königreichs Preußen, Suhl, Ilmenau usw., Berlin 1908) auch nur als Deutungen gelten läßt. Die im gleichen Zusammenhange von STUTZER noch zitierte BROSS- sche Arbeit (Der Dossenheimer Quarzporphyr, ein Beitrag zur Kenntnis der Umwandlungserscheinungen saurer Gesteinsgläser. Jahreshefte des Vereins für vaterländische Naturkunde, Stutt- gart 1910) ist nach STUTZER ebenfalls nur Versuch eines Nachweises; ein Urteil, das wiederum eigentümlich berühren muß, wenn man aus der BROSSschen Arbeit erfährt, mit welcher Gründlichkeit dieser seine Untersuchung angefaßt hat, um seine Schlußfolgerungen auf möglichst umfangreiche Beobachtungen stützen zu können, und dabei als Beispiel der unerschöpflichen Mannigfaltigkeit des tiefgreifend veränderten Dossenheimer Porphyrs angegeben findet, daß BROSS nicht weniger als etwa 350 Handstücke und 130 Dünnschliffe von dort durcharbeitete, für Vergleichszwecke aber etwa 200 Dünnschliffe von Obsidianen, Lipariten, Pechsteinen, Quarzporphyren der verschiedensten Länder. Es scheint also ein bestimmtes System in dieser eigen- tümlichen, beinahe geringschätzigen Aburteilung der einschlägigen Literatur durch STUTZER zu liegen und es ist für die Tendenz in STUTZERS Aufsatz typisch: die .vorgefundenen Leistungen anderer möglichst zurücktreten lassen zugunsten seiner Mei- nungen, die in den lichtvollsten Vordergrund gerückt werden. Der Aufsatz ist keine objektive Forschung. — 698 — STUTZER stellt in seinen eingangs erwähnten Ausführungen folgende zwei Sätze auf: 1. Primäre Pechsteine gibt es nicht; alle Pech- steine sind aus Obsidian hervorgegangen. 2. Der Dobritzer Porphyr war ursprünglich ein Felsoliparit, der mit Obsidian wechsellagerte. Satz 1 ist nicht neu. LEMBERG und LAGORIO haben vor langer Zeit schon einmal eine ähnliche Ansicht ausgesprochsn. LEMBERG ließ den Pechstein aus Quarzporphyr hervorgehen. STUTZER beruft sich wiederholt auf die beiden Genannten. ZIRKEL äußert sich in seinem Lehrbuche der Petrographie 1894, IT. Teil, S. 221 zu dieser Ansicht, wie folgt: „Wenn LEMBERG und LAGORIO die sekundäre Entstehung des Pechsteins aus Porphyr oder Porphyrtuff durch nachträg- liche Wasseraufnahme glaubhaft zu machen versuchen, so stehen sie mit allen Beobachtungen über das gegenseitige Verhältnis der beiden Gesteine in der Natur in vollem Gegensatz.“ Man könnte einfach hinzufügen, in der gleichen Lage be- findet sich auch jetzt noch STUTZER, obwohl diesem gewisse neuere Untersuchungen auf physikalisch-chemischem Gebiete hätten bekannt sein sollen, so die später zu erwähnenden von BARUS, durch welche die von LEMBERG und LAGORIO gegen die primäre Entstehung des Pechsteins erhobenen Einwände als erledigt angesehen werden können. Es würde sich damit jede weitere Widerlegung der STUTZERschen Ansichten er- übrigen. Allein es scheint mir doch der Gegenstand von so großer allgemeiner geologischer Bedeutung zu sein, um etwas eingehender behandelt zu werden und zu zeigen, wie man auch ohne die schönen, uns von BARUS in die Hand gegebenen physikalisch-chemischen Beweismittel lediglich auf mikro- skopisch-petrographischem Wege, auf Grund bekannter Beob- achtungen zu einer Widerlegung der STUTZERschen Pechstein- hypothese gelangen kann. I. Primäre Pechsteine gibt es nicht: alle Pechsteine sind aus Obsidian hervorgegangen (STUTZER). STUTZER geht von der allbekannten Tatsache aus, daß bezüglich des Wassergehaltes scharfe Grenzen zwischen Obsidian und Pechstein nicht bestehen, und gibt eine tabellarische Zu- sammenstellung, aus der man ersieht, wie, mit den wasser- ärmsten Obsidianen der liparischen Inseln beginnend (0,23 Proz. H,O), der Wassergehalt in anerkannten Obsidianen steigt bis auf 2,3 Proz.. um in den Perliten bis auf etwa 4,5 Proz., in u LEN den eigentlichen Pechsteinen bis auf etwa 9 Proz. hinaufzugehen. Als höchster und letzter Wert findet sich bei STUTZER 15,16 Proz. angegeben für einen grünen Pechstein von Garsebach. Diese Zahl ist den trefflichen Untersuchungen TAMMANNS entnommen, Hößt mir aber trotzdem Mißtrauen ein; ich möchte bezweifeln, daß sie sich auf einen normalen Pechstein bezieht. Denn in 27 mir bekannten Pechsteinanalysen bewegen sich die Werte für Wasser zwischen etwa 4.7 und 8,5 Proz.; 9,5 Proz. ist schon hoch zu nennen; 15,16 Proz. fällt aber ganz aus der Reihe und hätte von STUTZER nicht ohne besondere Ein- schränkung übernommen werden sollen. Ich vermute, daß bei dieser Wasserbestimmung kein ganz normaler Pechstein zur Verwendung kam und verweise auf die eingangs zitierten Untersuchungen, durch die ich zeigen. konnte, daß mit der ersten sekundären Felsitisierung des Pechsteins meist zunächst noch eine weitergehende Hydratisierung und Steigerung des Gesamtwassergehaltes verbunden ist, allerdings in der Regel nur um etwa 2—3 Proz. Sollte den TAaMMaAnNschen. Fest- stellungen ein derartig sekundärfelsitisiertes Material zugrunde gelegen haben? Zur Begründung seiner Ansicht von der sekundären Ent- stehung des Pechsteins weist nun STUTZER an erster Stelle gerade auf den eben erwähnten Pechsteinfelsit hin, welcher ein sekundäres Eintreten von Wasser in den Pechstein beweise. Die Tatsache stimmt wohl, aber läßt sich für die STUTZER- sche Hypothese beim besten Willen nicht verwerten. und zwar aus folgendem Grunde nicht. Die von mir im Pechstein von Meißen in weiter Ver- breitung nachgewiesene sekundäre Felsitisierung vollzieht sich wie jede andere gewöhnliche Mineral- und Gesteinsumbildung von Klüften und Spalten aus, mit Vorliebe perlitischen Sprüngen folgend oder ganz unregelmäßigen Rissen oder sonst vorge- zeichneten Bahnen. z. B. der Fluidalstruktur. Mit dieser Ver- änderung des Pechsteins ist allerdings zunächst eine geringe Erhöhung des Gesamtwassergehaltes verbunden: es ist aber kein einfaches addititives Hinzutreten von Wasser zum Pech- stein ohne Änderung der amorphglasigen Beschaffenheit des- selben, wie STUTZER es für seine Hypothese braucht, sondern es ist eine vollständige Umkrempelung der Molekularstruktur damit verbunden und bedeutet nicht mehr und nicht weniger als einen Übergang aus dem glasigen in den krystallinen Zu- stand. Dieser Vorgang der sich mit der Felsitisierung voll- ziehenden Wasseraufnahme beweist also, weil mit der durch- greifendsten Strukturänderung der Masse verbunden, nichts für I die Möglichkeit einer sekundären Pechsteinbildung im Sinne STUTZERS, sondern sehr entschieden gegen dieselbe; er beweist, daß eine sekundäre Hydratisierung mit einer Strukturänderung, einer krystallinen Umbildung und be- sonders auch mit einer tiefgreifenden Veränderung der zarten überaus leicht umwandlungsfähigen mikrolithischen Gebilde verbunden ist und sich ganz in dem Rahmen derjenigen ge- wöhnlichen sekundären ‘Veränderungen der glasigen Glieder der Liparitfamilie vollzieht, wie man sie seither unzählige Male beobachtet und beschrieben findet. Wie man sich überhaupt nach STUTZER die nachträgliche Hydratisierung großer Obsidianmassen zur Bildung von Pech- stein etwa vorzustellen habe, darüber erfahren wir bei STUTZER nichts. Wird das Wasser vom festen Obsidian einfach imbibiert und tritt es dabei in winzigste submikroskopische Interstitien ein? Das ist doch wohl nicht anzunehmen! Oder kommt das Obsidianglas etwa als Kolloid in Betracht, wie ich mir ein Gesteinsglas denke? Dann wäre aber eine primäre Wasser- aufnahme im Magma schon vor der Erstarrung — unter hohem Druck und bei hoher Temperatur — viel wahrscheilicher als im festen Gestein! Vollzog sich die Hydratisierung des festen - Obsidians auf bestimmten Zuführungskanälen? Da von diesen nicht die geringste Spur nachzuweisen ist, so müßte man seine Zuflucht schon zu einer Art Wunder nehmen, um (wie im Meißener Gebiete) eine mächtige gleichartige Obsidianmasse zu einer ebenso gleichartigen, keinerlei Hydratisierungsbahnen erkennenlassenden Pechsteinmasse umwandeln zu lassen, ohne jede noch so geringe Beeinflussung der primären mikro- skopischen Struktur, ohne jede stoffliche Beeinflussung der z. T. an sich leicht veränderlichen, überaus zarten mikro- skopischen Gebilde. Mit der beträchtlichen Wasserzufuhr hätten doch Volumveränderungen, Quellungserscheinungen oder Zer- trümmerungen und andere Störungen der Masse und des Ge- füges verbunden sein müssen! Man denke an die Serpentini- sierung der Olivinfelsmassen, an die Vergipsung des Anhydrid- gebirges usw.! Nichts dergleichen beobachtet man an den frischen, überaus gleichartigen Pechsteinmassen von Meißen. Ihre Mikrostruktur deckt sich bis in die feinsten Details völlig mit der eines durchaus intakten natürlichen Gesteins- glases. Der feine opakitische Staub und die feinen haar- förmigen Trichite und Belonite sind im Pechstein genau so ausgebildet und genau so frisch wie im Obsidian; auch die porphyrischen Feldspäte sind ım Pechstein genau so frisch wie EN A im Obsidian. Aber mit der sekundären Felsitisierung und der wirklich sekundären Wasseraufnahme ver- schwinden schwarzer Staub und Trichite sofort und gehen in braune limonitische Substanzen über; auch trüben sich die Feldspäte. Man denke auch an andere gegen sekundäre Einflüsse überaus empfindliche Mikrostrukturen, an das verschieden ge- färbte, äußerst feinschlierig ausgebildete Glas, das sich gerade in den Vitrophyren (Pechsteinen) häufiger findet als in den Obsidianen, und an die mit dieser schlierigen Durchmischung (Vitrophyre von Lugano, Zwickau, Leisnig) überaus schön hervortretenden, äußerst verwickelten Fluidal- erscheinungen, an die prächtigen Stauchungserscheinungen, die besonders immer da sich einstellen, wo das Glas zwischen - zahlreicheren Ausscheidungen sich hindurchwindet und damit © Fließbewegungen verkörpert, wie wir sie bei andern Erguß- gesteinen nicht entfernt so schön und plastisch fixiert finden. Das sind doch primäre Strukturen, die sich auch in ihren feinsten Details absolut intakt erweisen! Und über diese ungemein subtilen Strukturen sollte der von STUTZER angenommene allgemeine Hydratisie- rungs- und Quellungsprozeß absolut spurlos hinweg- gegangen sein? Das ist mir undenkbar. Auch die perlitischen Sprünge hat STUTZER bei seiner Hypothese übersehen: die bekannten, bei der Erstarrung und Abkühlung des Gesteinsglases entstandenen Kontraktionsrisse. Sıe sind im frischen Pechstein überall verbreitet und häufen sich gern in der Nähe der und um die porphyrischen Einspreng- linge, man möchte sagen, vorschriftsmäßig da, wo man sie auch zu erwarten hat, wo die Spannungsdifferenzen bei der Abkühlung des Glases besonders zum Ausdruck kommen müssen. In einer Masse aber, die nach STUTZER eine bedeutende sekundäre Wasserzunahme (angeblich bis zu 15 Proz.) und demnach auch bedeutende Volumzunahme erfahren haben sollte, können sich doch keine perlitischen Sprünge, keine Kontrak- tionsrisse bilden bzw. erhalten, ja, es mußten im Gegenteil etwa vorhandene zum Verschwinden gebracht werden. | Noch empfindlicher aber hätten wohl jene feinen Spannun- gen im Glase auf eine nachträgliche Hydratisierung des Glases reagieren müssen, wie man sie in gleicher Weise sowohl bei Obsidian als auch bei Pechstein als Ausdruck schneller, un- gleichmäßiger Erstarrung antrifft. Eine‘ solche Spannungs- erscheinung in der Fließrichtung der im schmalen Gangraume aufsteigenden Pechsteinmasse beobachtete Osann an Gesteinen 46 en NA: des Cabo de Gata (A. Osann: Beiträge zur Kenntnis der Eruptivgesteine des Cabo de Gata, II. Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges. 1891, S. 688 u. 691). Es mag hier nach der Osannschen Beschreibung wörtlich angeführt werden: „An der Südspitze der Sierra de Cabo, unterhalb des Faro de Correlate, durchsetzen zwei schmale Perlitgänge (H,O-Gehalt = 4,19 Proz.) den liparitischen Tuff und teil- weise den Hornblendeandesit. Das Gestein dieser Gänge ist frisch schwarz, von pechsteinartigem Aussehen. Zuweilen wechseln hellere und dunkele Gesteinspartien miteinander ab, so daß ein gebändertes Aussehen entsteht. Einsprenglinge sind spärlich vorhanden. Die Grundmasse zeigt in sehr typischer Weise eine durchflochtene Struktur, einen häufigen Wechsel verschieden ausgebildeter Schlieren und Strähne. Ein Teil derselben besteht aus nahezu homogenem, farblosem Glas, das sich nur teilweise isotrop verhält, z. T. eine schwache Doppelbrechung zeigt. Die Auslöschungsrichtungen solcher doppelbrechender Partien liegen parallel und normal zur Längs- richtung der Schlieren, also der Flußrichtung des Magmas. Mit letzterer fällt die kleinere Elastizität zusammen; es hat also durch die Bewegung ihr parallel ein Zug statt- gefunden.“ In diesem Zusammenhang wäre auch auf die zahlreichen Luftporen hinzuweisen, die schwarm- und streifenweise in der Regel einer mehr oder minder ausgeprägten Fluidalstruktur folgend in vielen Perliten und Pechsteinen anzutreffen sind. Sie stellen ebenso sicher primäre Ausscheidungen dar wie die Mikrolithen, hätten aber mit der supponierten nachträg- lichen Durchwässerung und Volumvermehrung ebenso gewiß verschwinden müssen wie die perlitischen Kontraktionsrisse. Das Vorhandensein beider im frischen Pechstein beweist also gegen sekundäre Volumvermehrung und Wasseraufnahme. Weiter führt STUTZER folgendes an: „Es ist seit langem bekannt, daß die Quarze und Feldspäte der Pechsteine von Meißen fast immer gänz- lich frei sind von liquiden Einschlüssen. Diese Ein- schlüsse fehlen auch durchaus der elalaen Pechstein- masse." Das stimmt! Man kann diese Angabe sogar beinahe ver- allgemeinern und hinzufügen, daß im gleichen Maße die Quarze und Feldspäte aller sonst bekannten Pechsteine und Perlite ebenso äußerst selten Flüssigkeitseinschlüsse führen. Aber was will STUTZER damit beweisen? Doch nicht die sekundäre Bildung des Pechsteins! Der vom Magma primär gebundene N Wassergehalt muß sich doch nicht in dieser Weise kund tun oder verraten! Ich stelle mir vor, daß das Pechsteinmagma das Wasser unter Mitwirkung eines gewissen Druckes in- korporiert hat und würde mich nur wundern, wenn dasselbe dann gleich wieder mit den unter diesem Druck in der Tiefe intratellurisch gebildeten Quarzen und Feldspäten ohne besondere Veranlassung ausgeschieden würde, auch sehe ich nicht ein, warum bei plötzlicher Erstarrung sich aus dem Magma selbst, das Wasser ausscheiden müsse. Ja, das Vor- kommen von Flüssigkeitseinschlüssen würde meiner Ansicht nach dem Wesen eines primär wasserhaltigen Pechsteinglases als Kolloid direkt widersprechen. (Vgl. unten BARUS.) Auch die Zersetzungszonen um die felsitischen Ausschei- . dungen erklärt STUTZER aus der sekundären Wasseraufnahme bei der Pechsteinbildung. Er sagt: „Weiter mögen hier auch die sog. ‚wilden Eier‘ der großen Pechsteinbrüche des Triebischtales angeführt sein. Diese ‚wilden Eier‘ sind Felsitporphyrmassen, welche ganz unregelmäßig und unabhängig von irgend- welchen Spalten und Klüften im Pechstein eingebettet sind. Diese nußgroßen bis 3 m Durchmesser erreichenden rundlichen oder ovalen Gebilde sind primäre Krystalli- sationen und keine sekundären Gebilde und auch keine vom Pechsteinmagma mitgerissenen Porphyrmassen.“ Etwas näheres über die innere, besonders Mikrostruktur, dieser ‚wilden Eier‘ erfährt man nicht, auch keinen näheren Grund, warum diese Eier sicher primäre Gebilde darstellen. So muß ich hier einschalten, daß ähnliche Dinge bereits von mir beschrieben worden sind (Erläuterung zu Sektion Meißen, S. 80), wie folgt: „Primäre sphärolithische Ausscheidungen gelangten in dem grünen Pechstein am Nordwestabhange des Kuhberges gegen- über Wachtnitz zu größerer Entfaltung. Äußerlich bieten sich dieselben als einfache oder vielfach kugelige Gebilde bis zu Walnußgröße dar, die in großer Anzahl ohne die geringste bestimmte Anordnung in der ganz frischen Pechsteinmasse verteilt stecken, bei der Verwitterung sich herauslösen, über- haupt (wie nach STUTZER die wilden Eier) widerstandsfähiger als diese sich erweisen und daher zu hunderten am unteren Teile der kleinen, den Pechstein aufschließenden Wegböschung sich ansammeln. Wie die äußere, so ist auch die innere Struktur dieser Gebilde diejenige komplexer Sphärolithaggregate, die sich, kleinere und größere Kugelausschnitte darstellend, 46* a WA —— verschieden exzentrisch aneinanderlagern, eine äußerst fein- faserige Textur besitzen und lebhaft auf das polarisierte Licht wirken. Im Dünnschliffe sieht eine solche Kugelmasse aus wie ein Aggregat dicht aneinander schließender eisblumenartiger Krystallisationen. Die Tatsache, daß diese sphärolithischen Bildungen in durchaus frischen, von felsitischen Adern und Trümern freien Pechsteinen auftreten, sich nachweislich nie an irgendwie geartete Klüfte anhaften, dahingegen selbst durch solche gemeinschaftlich mit der Pechsteinmasse nachträgliche Veränderungen erfahren haben, beweist ihre primäre Ent- stehung.“ Für mich unterliegt es nun keinem Zweifel, daß die kugelig-felsosphärolithischen Ausscheidungen und die „wilden Eier“ STUTZERs genetisch dasselbe sind. Letztere wurden aber erst in der neueren Zeit durch die großen Steinbrüche ım Triebischtale, die zu meiner Zeit noch nicht existierten, aufgeschlossen. STUTZER fährt nun fort: „Randlich sind diese ‚wilden Eier‘ von allen Seiten in charakteristischer Weise zersetzt, als ob sie in einer festen wasserhaltigen Masse geschwebt hätten. Diese Zersetzungszonen sind sekundär und unabhängig von irgendwelchen Spalten und Klüften und scheinbar ent- standen durch die Einwirkung des Wassergehaltes der umgebenden Pechsteinsubstanz. Es ist diese Zersetzung aber leichter erklärlich bei Annahme eines sekundären Wassergehaltes der Meißner Pechsteine.“ Die geschilderte Erscheinung ist leicht verständlich, aber nicht der Schluß, und beim besten Willen nicht zugunsten der STUTZERschen Beweisführung zu verwerten. Daß an der Grenze zwischen irgendwelchen Einschlüssen und dem umgebenden Nebengestein, so auch bei Konkretionen, die Zersetzung und Verwitterung in der Regel einen gewissen Vorsprung gewinnt, auch wenn keine makroskopisch erkenn- baren Zuführungsklüfte vorhanden sind, ist eine so bekannte Erscheinung, daß wohl darüber nicht zu diskutieren ist. In vorliegendem Falle kommt aber noch in Betracht, daß per- litische Sprünge und sonstige Kontraktionsrisse sich, allerdings oft nur mikroskopisch nachweisbar, in unseren wasserhaltigen Gläsern an der Grenze zwischen krystallinen Ausscheidungen und dem Glas besonders gern entwickeln und häufen und da- mit natürlich Bahnen schaffen, auf denen sich mit Hilfe der allgegenwärtigen Bergfeuchtigkeit Zersetzungen des Gesteins einnisten. AN Im Anschluß an seine „wilden Eier“ kommt STUTZER nochmals auf die Wasserausscheidung zurück und meint, wenn der Wassergehalt des Pechsteins ein primärer wäre, dann „hätte sich beim Auskrystallisieren der aus Felsitporphyr bestehenden ‚wilden Eier‘ der Wassergehalt dieses Teils des Magmas ausscheiden müssen und ‘müsse sich heute noch in der umgebenden Glasmasse in Form von vielen Blasen nach- weisen lassen“. Hierauf habe ich zunächst folgendes geltend zu machen. Wenn die aus dem wasserhaltigen Pechsteinmagma aus- geschiedenen Krystalle keine Flüssigkeitseinschlüsse enthalten, wird man dieselben auch nicht bei der Ausscheidung anderer lokaler krystalliner Gebilde, z. B. der „wilden Eier“ zu erwarten haben. Die für jene Erscheinung schon gegebene Erklärung ‘ gilt natürlich auch für diese. Man muß doch annehmen, daß mit Auskrystallisation der Felsitkugeln und „wilden Eier“ die übrige, d. h. die Hauptmasse des Magmas, noch flüssig und, wie ich mir immer vorgestellt habe, damit befähigt war, ge- wisse weitere Mengen von Wasser in sich aufzunehmen. Ein Grund bzw. eine Möglichkeit zur Ausscheidung von Wasser in dem noch flüssigen Magma lag gar nicht vor. (Vgl. unten die Experimente von BARUs.) LEMBERG hat sich seinerzeit allerdings gegen eine der- artige Auffassung ausgesprochen, und LEMBERG war es ja auch, der in der von STUTZER angezogenen Arbeit (Über Gesteins- umbildungen bei Predazzo und am Monzoni. Diese Zeitschr. XXIX, 1877, S. 505) die Ansicht von der sekundären Umbildung von Porphyr in Pechstein ausgesprochen hat. Ich bin aber überzeugt, LEMBERG würde heute, nach 34 Jahren, wo sich unsere Anschauungen über die Natur der Gläser, Schmelzgemische und Lösungen wesentlich berichtigt und er- weitert haben, diese Ansichten nicht mehr aufrecht erhalten und auch den nachfolgenden Satz (a. a. O., S. 506, oben), den STUTZER ebenfalls zitiert, nicht geschrieben haben: „Die Annahme, daß alles Wasser sofort beim Er- starren gebunden werde, ist aber nur ein Notbehelf, da nicht anzunehmen ist, daß nur so viel Wasser und nicht mehr im geschmolzenen Gestein absorbiert war, als es gerade in festem Zustande zu binden vermochte.“ Gerade diese Behauptung ist durch die schönen Experi- mente von BARUS widerlegt worden. Ich komme später auf dieselben zurück. Wie LEMBERG führt STUTZER auch LAGORIO an, dem wir eine schöne Studie über „Die Natur der Glasbasis sowie a lo der Krystallisationsvorgänge im KEruptivmagma“ verdanken (TSCHERMAKS Mineralog.-Petr. Mitt. 1887, S. 421). In ihrem reichen Analysenmaterial hat diese Untersuchung dauernden, unvergänglichen Wert; der theoretische Teil widerspricht viel- fach den tatsächlichen Beobachtungen in der Natur. Auf diesen allein bezieht sich ZIRKELsS oben wiedergegebenes Urteil. LAGORIO neigt zu BISCHOFFs neptunistischen Anschauungen und ist ausgesprochener Metamorphiker. Von LAGORIO übernimmt STUTZER die Angaben und Schlußfolgerungen über die eigentümlichen Basaltbomben (aus dem Tuff?) von Schwarzenfels in der Rhön, die ein besonders wichtiges Beweismittel liefern sollen. Das Innere der Bomben ist glasarm, die äußere Rinden- masse glasreich. Das Glas enthält 2,85 H,O und verliert das- selbe schon bei schwacher Rotglut. Daraus schließt LAGORIO auf die sekundäre Zuführung des Wassers. Ich kann dem nicht zustimmen und sehe nicht ein, warum der Wassergehalt des Glases nicht primär sein soll, da doch nicht erwiesen ist, daß der Luftweg, den die Bombe beim Verlassen des vulkanischen Herdes zu durchmessen hatte, die Temperatur der Rotglut besaß, um das Wasser auszutreiben. LAGORIO meint allerdings, das Wasser hätte, wenn primär, beim Ver- lassen des Schlotes ausgetrieben werden müssen, ebenso STUTZER, der sagt: „Es ist nicht anzunehmen, daß das Wasser primär ist, da die Temperatur beim Emporschleudern auch sehr hoch gewesen ist.“ Nun kommt bei STUTZER das nähere Verhalten des Wassers im Pechstein zur Sprache. Unter 5 sagt derselbe: „Durch wasserentziehende Mittel ist ein Teil des Wassergehaltes der Pechsteine dem Pechsteine wieder zu entziehen.“ Die Wasserentziehung erfolgt im abgeschlossenen Raume über konzentrierter Schwefelsäure, beim feingepulverten Ma- teriale schon in trockener Luft. LEMBERG hat zuerst, schon im Jahre 1877, in der zitierten Arbeit dies Verhalten beim Pechstein erkannt, und ich habe in den Erläuterungen zu. Sektion Meißen (S. 87) die LEMBiR6Gschen Resultate angeführt; später hat sich TAMMANN gelegentlich einer Untersuchung: Über Dampfspannung von krystallisierten Hydraten, deren Dampfspannung sich kontinuierlich mit der Zusammensetzung ändert (Zeitschrift für phys. Chemie, Leipzig 1888, S. 323), noch eingehender damit beschäftigt, in Verbindung mit Unter- suchungen über das Verhalten des Wassers in Zeolithen. TAMMANN zeigt, wie sich der Wasserverlust mit dem Kon- N N zentrationsgrade ändert, und gibt größere Zahlenreihen. Hier- aus einige Beispiele. Ein Pechstein von Meißen mit einem Gesamtwassergehalte von 8,25 Proz. verliert in sechs Tagen über 85 proz. Schwefelsäure 0,92 Proz. H,O, über 50 proz. nach vier Tagen 0,17 Proz., über 10 proz. nach fünf Tagen 0,005 Proz. H,O... Nach LEMBERG verlor ein Pechstein mit ur- sprünglich 7,61 Proz. H,O nach dreiwöchigem Stehen über kon- zentrierter Schwefelsäure bei Zimmertemperatur 1,72 Proz. H0, bei 200° noch 3,31 Proz. H,O, im ganzen bis 200° also mehr als die Hälfte. Dies Verhalten ist recht interessant, spricht aber im Lichte der Barusschen Experimente nicht gegen die primäre Natur des Wassers im Pechstein (siehe unten). Dann fährt STUTZER unter 6 fort: „Schwieriger als die Entwässerung der Pechsteine ist die Hydratisierung des Obsidian.“ Man erwartet natürlich jetzt, über die schwierige, doch immerhin gelungene Hydratisierung des Obsidians etwas Näheres zu erfahren. „Vortragender (STUTZER) hat zu diesem Zweck Obsidian sechs Stunden lang bei sechs Atmosphären Druck der Einwirkung überhitzten Wasserdampfes aus- gesetzt, jedoch ohne den erhofften Erfolg.“ Danach wäre also die erste Angabe unrichtig; sie müßte heißen: die nachträgliche Hydratisierung des Obsidians gelingt bei einfacher Wassereinwirkung, selbst mit Hilfe von über- hitztem Wasserdampf und sechs Atmosphären Druck nicht. Was nun in diesem Zusammenhange, im Anschluß an dieses negative Resultat, einige von LEMBERG ausgeführte Zersetzungen des Obsidians durch Kalicarbonatlösung für die sekundäre Bildung des Pechsteins beweisen sollen, ist wieder- um unverständlich. LEMBERG behandelte in der Siedehitze (vgl. die oben zitierte Arbeit, S. 503) Obsidian vom Ararat vier Monate lang mit Kaliumcarbonatlösung und erhielt da- durch natürlich ein hydratisiertes Produkt, das insofern eine entfernte Ähnlichkeit mit Pechstein aufweist, als es 6 Proz. H,O besitzt, aber etwa 5 Proz. weniger SiO, als dieser. Will nun STUTZER damit andeuten, daß sich in der Natur die Umbildung von Obsidian in Pechstein unter gleicher Ein- wirkung vollzogen habe?! Unter Punkt 7 kommt STUTZER auf die Bimssteine zu sprechen. Er sagt: „Bimssteine sind schaumige Gläser, meist schau- mige Obsidiane. Sie entstehen beim Entweichen der im Magma eingeschlossenen Gase. Sie finden sich da- a CR her vorwiegend in Tuffen (als Lapilli) oder an der Oberfläche von ÖObsidianergüssen. Der Wassergehalt dieser Gläser ist schwankend. In A. Osann: Beiträge zur chemischen Petrographie, Stuttgart 1905, finden sich nur zwei Analysen angegeben, ein Liparitbims- stein von Cabo de Gata in Spanien mit 6,10 Proz. H,O und ein Bimsstein von Mono Lake in Kalifornien mit 2,06 Proz. H,O. Der Wassergehalt dieser Bims- steine ist also höher als derjenige normaler Obsidiane. ° Trotzdem haben sie ihre schaumige Struktur durch Gasabgabe erhalten. Ein sekundärer Charakter des Wassergehaltes der Bimssteine ist demnach leichter verständlich als ein primärer.“ Aus der oben zitierten Abhandlung OsAnnNs erfahren wir, S. 688, über die geologische Zugehörigkeit des hier erwähnten Bimssteins unter der Überschrift: Liparitische Gesteine folgendes: „Es gehören dahin die in Form schmaler Gänge und als größere Blöcke in den liparitischen Tuffen auftretenden, größten- teils glasigen Gesteine, und zwar Bimssteine, Perlite, Pech- steine; an sie schließen sich einige gangförmige Vorkommen aus der Nähe des Torre de la Testa mit .krystalliner Grund- masse an.“ Glasige Gesteine sind demnach in diesem Gebiete nicht durch Öbsidiane, sondern nur durch Perlite und Pechsteine vertreten, d.h. durch die massigen Formen der wasserhaltigen, nicht der wasserfreien sauren Gläser; also sind die Bimssteine dieses Gebietes nicht auf Obsidian zu beziehen, sondern auf Liparitpechstein. Die von STUTZER vorausgesetzte Beziehung besteht also nicht! Am Schlusse weist STUTZER unter 8 auf die bekannte Tatsache hin, daß Obsidian im Palaeozoicum nicht vorkommt, nur Pechstein, was im Sinne STUTZERs der Ausdruck. eines durch das hohe Alter bedingten besonderen Erhaltungszustandes und durch eine infolge hohen Alters völlig zum Abschluß ge- langte sekundäre Hydratisierung von ursprünglich auch im Palaeozoicum vorhanden gewesenen Obsidianen zu deuten wäre. Das Fehlen von Obsidian im Palaeozoicum ist allerdings eine recht beachtenswerte Tatsache und meiner Ansicht nach wirk- lich das einzige brauchbare, wenn auch nicht gerade zwingende Argument für die STUTZERSche Hypothese. Mit Bezug auf das geologische und zeitliche Auftreten dieser glasigen Gesteine bleibt überhaupt noch manches auf- zuklären. 2 Ya Es ist schon darauf hingewiesen, daß im Palaeozoicum saure Gesteinsgläser, von der massenhaften Ansammlung im Meißner Gebiete abgesehen, entschieden zurücktreten im Ver- gleich mit deren Auftreten im Kaenozoicum. — Das erklärt sich wohl in erster Linie aus den tiefgreifenden Veränderungen, denen die alten Gläser unterlagen (vgl. ROSENBUSCH, SAUER, BROSS, ZIMMERMANN, SCHEIBE usw.). Dann aber ist besonders bemerkenswert, daß sich im Kaenozoicum das Verhältnis der wasserhaltigen sauren Gläser zu den wasserfreien nicht umkehrt, daß die wasserfreien Gläser im Kaenozoicum nicht über die wasserhaltigen vorherrschen, was doch zu erwarten wäre, wenn ihr Wassergehalt, wie STUTZER will, gewisser- maßen eine Funktion des geologischen Alters wäre. Man kann eher sagen, auch im Kaenozoicum überragen die wasser- haltigen sauren Gläser die wasserfreien. Dann weiter, was die regionale Verteilung betrifft. Obsidiane, Perlite und Pechsteine treten nicht immer zu- sammen auf, sind regional nicht immer vereinigt, sondern schließen gelegentlich einander aus. So finden sich in dem an sauren Gesteinsgläsern reichen Westen Nordamerikas nach ZIRKEL häufig Obsidiane und Perlite, aber keine Pechsteine; nach OsAnn am Cabo de .Gata Felsoliparite, Perlite, Pech- steine, aber keine ÖObsidiane; nach ZIRKEL, THORODDSEN, BÄCKSTRÖM, SCHMIDT auf Island die Obsidiane in Form aus- gesprochener Oberflächenergüsse nicht als Gänge (Obsidiangänge sind mir überhaupt unbekannt); die Pechsteine dagegen fast immer in Gangform und in enger Verknüpfung mit Liparit- gängen, wo sie das glasige Salband oder ganze Apophysen bilden. Nach THORODDSEN und SCHMIDT ist das Alter der Liparitgesteine Islands teils miocän, teils postglazial, also recht jung, und gerade der von SCHMIDT von der kleinen Baula beschriebene und abgebildete Liparitgang mit Pechstein- salband und -Apophyse soll zu den postglazialen Lipariten gehören. Es scheint also nicht bloß alte, sondern auch recht junge Pechsteine zu geben! Also ist der Wassergehalt der sauren Gesteinsgläser keine Funktion des geologischen Alters und nicht zu Folgerungen im Sinne STUTZERS zu verwerten. Auch an den Schlußbemerkungen STUTZERs habe ich einiges auszusetzen. Er sagt: „Sollten sich diese Untersuchungen weiter be- stätigen, so werden zunächst alle diejenigen Hypo- a thesen etwas ins Schwanken geraten, die zu ihrer Er- klärung eines hohen Wassergehaltes der Magmen be- durften, vor allem die iuvenileh Quellen (Quellenkunde! Dealer Di In dieser Äußerung liegt doch meiner Ansicht nach eine erhebliche Übertreibung, abgesehen davon, daß die Prämisse hinfällig ist. Das fühlt STUTZER wohl sallba, denn er beeilt sich, hinzuzufügen: „Falsch wäre es aber, jetzt in das andere Extrem zu verfallen und jeden Wassergehalt der Magmen zu leugnen. Vielmehr ist nach den vorhergehenden Unter- suchungen nur der Schluß gestattet, daß der Wasser- gehalt der Magmen zurzeit in unglaublicher Weise von sehr vielen Geologen überschätzt wird.“ Nun möchte man natürlich wissen, welchen primären Wassergehalt STUTZER den Magmen erlaubt. Ich vermute, bis zu 2,2 Proz.; denn in der von ihm, S. 705, zusammengestellten Tabelle wird das Gestein des Mono Craters mit 2,2 Proz. Wassergehalt bzw. Glühverlust unbeanstandet als Obsidian, d. h. als primäres unverändertes saures Gesteinsglas, angeführt. Meiner Ansicht nach kommt man aber zur Erklärung der juvenilen (Juellen schon mit einem verhältnismäßig niedrigen primären Wassergehalt der Magmen aus, sagen wir, mit etwa 2 Proz. STUTZER beruft sich hierbei hauptsächlich auf die Re- sultate der Brunschen Untersuchungen. Ich will gern ihre Bedeutung für die Erklärung ne vulkanischer Vorgänge zugeben, kann mich aber trotzdem nicht einer Verallgemeine- rung anschließen, wie sie STUTZER vornimmt. Daß die Magmen trotz BRUNS interessanten Untersuchungen ganz gewiß primär wasserhaltig sind, ergibt sich ja aus der unmittelbaren Beobachtung der Flüssigkeitseinschlüsse in den Granitquarzen, die zweifellos vorwiegend wäßriger Art sind; und daß die Ausscheidung des Wassers aus dem Magma im allgemeinen nicht hauptsächlich erfolgt mit schneller Abkühlung und Erstarrung desselben zu Glas, sondern erst bei langsamer Auskrystallisation und Erstarrung desselben, also in der Tiefe, halte ich für wahrscheinlich. | Der Glühverlust eines Granitquarzes, d. h. sein Wasser- gehalt (einschließlich etwa CO,), beträgt nach SOrRBY (ZIRKEL: Lehrbuch der Petrographie II, S. 8) etwa 0,5 Proz.; das be- deutet, Quarz mit !/;, an der Masse des Granits beteiligt, das spezifische Gewicht des letzteren zu 2,6 angenommen, daß etwa 4—5 1 Wasser in Form von mikroskopischen Flüssigkeits- Y ö . { ee I ren einschlüssen auf den Kubikmeter Granit kommen. Annähernd 0,5 Proz., etwas mehr oder weniger, dürfte an Glimmer chemisch gebunden sein. Nehmen wir nun an, daß mit der vollkommenen Auskrystallisation eines granitischen Magmas auch nur eben- soviel nach außen abgegeben wurde, wie in Form von Flüssig- keitseinschlüssen und chemisch gebunden bei demselben ver- blieb, so wären das etwa 8 | pro Kubikmeter, 8 Milliarden Liter Wasser pro Kubikkilometer; nach GAUTIER soll 1 Kubik- meter Granit,. allerdings einschließlich der Bergfeuchtigkeit, bei Erhitzung auf Rotglut nahezu die vierfache Menge Wasser liefern. So gelangen wir zu der Vorstellung, daß bei diesem wohl auch heute noch in einer gewissen Tiefe überall sich vollziehenden Krystallisationsvorgange und bei Annahme eines mäßigen Wassergehalts im Magma doch recht erhebliche Mengen juvenilen Wassers frei werden müssen, die jedenfalls ausreichen dürften, unsere immerhin nur spärlich auftretenden juvenilen Quellen zu erklären. Ganz gewiß sind auch nicht alle heißen Quellen juvenilen oder rein juvenilen Ursprungs. Wir brauchen für die juvenilen Quellen also, meiner Ansicht nach, keine be- sonders wasserreichen Magmen und haben daher auch nicht zu befürchten, daß unsere heutigen Anschauungen über die Bildung der Erzgänge durch STUTZERs Meinungen und Äuße- rungen ins Schwanken gebracht werden könnten Ich möchte aber am Schlusse noch, um mit STUTZER zu reden, doch die Frage stellen, wer sind denn eigentlich „die zahlreichen Geo- logen, die in unglaublicher Weise den Wassergehalt der Mag- men überschätzt haben, um die juvenilen Quellen und die Erzgänge zu erklären“? Jedenfalls gleichzeitig dieselben, die den Pechstein für ein primäres Glas halten? Das dürften dann allerdings wohl die meisten Geologen sein! Und mit dieser Auffassung von der Natur des Pechsteins sollte (nach STUTZER) „der Wassergehalt der Magmen zurzeit in unglaublicher Weise überschätzt worden sein“? Das ist wieder ein unberechtigter Schluß! Obsidian und Pechstein sind doch Grenzfälle für einerseits "niedrigen, andererseits hohen Wassergehalt von Gesteinsgläsern und lassen als solche keine generellen Schlüsse für den Wasser- sehalt der Magmen in der lirdtiefe zu, mit anderen Worten, wenn man einen primären Wassergehalt der Pechsteine an- erkennt, so folgt daraus noch nicht, daß man damit ganz all- gemein für das Magma in der Erdtiefe einen gleich hohen ‚Wassergehalt fordert. Gerade im Lichte der Untersuchungen und Experimente von BARUS halte ich es für sehr wahrscheinlich, daß sich der a 0 = verschiedene und wechselnde Wassergehalt erklären läßt aus lokalen Einflüssen, die sogar mitbedingt sein könnten durch partielle krystalline Ausscheidungen innerhalb des Pechstein- magmas. Ich komme nunmehr zu der Arbeit von BARUS. Die Arbeit führt den Titel: „Die Einwirkung des Wassers auf heißes Glas“, und erschien als Originalmitteilung in der Physikal. Zeitschrift, ‚1. Jahrg., 1891, H.1, S. 3; die ganze Arbeit im Am. Journ. 1891. Die Versuche, über die BARUS hier berichtet, behandeln die Vorgänge bei der Auflösung gewöhnlichen Glases oder überhaupt glasiger Silikatgemische in Wasser, die Bedingungen der Auflösung, Temperatur, Druck, Volumverhältnisse usw. Da für die Auflösung von Glas in Wasser Druck erforderlich ist, konstruierte der Verfasser eine besondere Retorte, um die Einwirkung in einem Dampfbad von Naphtalin (bei 210°) ausführen zu können. Er verwendete ein nicht zu schwer schmelzbares wasserhelles Glas, pulverte dasselbe fein, ver- mischte das Glas mit nicht zu viel Wasser und erhielt nun in seiner Retorte bei 210° einen Glasfluß, der beim Er- kalten zu einer harten kompakten Masse erstarrte, zu einem „Wasserglas“, das sich äußerlich von dem verwendeten wasserfreien „Feuerglas“ durch nichts unterschied. Beim Erhitzen auf 200° entwich das Wasser zum großen Teil; es bildete sich ein schaumiger Glas- schwamm (das gleiche Verhalten wie bei manchen natür- lichen Gläsern!), der erst bei Rotglut zum zweiten Male ge- schmolzen werden konnte. Das Zusammenschmelzen von Glas und Wasser geht unter verschiedenen Mischungsverhältnissen vor sich. Die weitere physikalische Untersuchung des Produktes nach einer sehr sinnreich erdachten Methode, auf deren Be- schreibung hier verzichtet werden kann, zeigte, daß dies Glas durchaus kolloidale Eigenschaften besitzt, daß es sich beim Erkalten stark zusammenzieht, unter Umständen Wasser leicht abgibt, überhaupt Eigenschaften zeigt, die an manche der Pech- steine erinnern. Am Schlusse seiner Mitteilungen betont BARUS mit Recht, welch wichtige Anwendungen aus diesen Feststellungen auf die Vorgänge der Schmelzung in der Erdtiefe zu machen seien. „Zunächst erscheint durch sie erwiesen, daß in Gegen- wart von Wasser und der geeigneten Gesteinsart die Ver- Hüssigungsmöglichkeit um das Fünffache der Erdoberfläche nähergerückt ist. Bei Silikaten ‘der verwendeten Art wären schon etwa 5—6 km Tiefe genügend, um längs der Fläche a #lla\n a der Erdisotherme die Bedingungen der Verflüssigung (abgesehen vom Druck) zu erreichen.“ Vor allem aber ist durch BARUS die theoretische und physikalisch-experimentelle Begründung geliefert worden für die Möglichkeit einer primären Bildung des Pechsteins!') Il. Der Dobritzer Porphyr ist ursprünglich ein Felsoliparit, der mit Obsidian wechsellagerte (STUTZER), Nachdem sich gezeigt hat, wie wenig Schwierigkeiten es bereitet, STUTZERS Ansichten über die sekundäre Entstehung des Pechsteins zu widerlegen, möchte es beinahe überflüssig erscheinen, auch noch auf den zweiten STUTZERschen Satz einzugehen, der mit dem ersten steht und fällt, wenn nicht auch diese Ausführungen zu gar verschiedenerlei Beanstandungen Veranlassung gäben. Doch kann ich mich wesentlich kürzer fassen als zu Abschnitt I. ; STUTZER geht wieder von meinem Pechsteinfelsit aus, der nach meiner Auffassung das Übergangsglied darstellt zum Dobritzer Porphyr, zählt im einzelnen meine Gründe für dessen sekundäre Entstehung aus Pechstein auf und behauptet dann unter Nichtberücksichtigung wichtiger Beobachtungen (siehe unten), daß „keine zwingende Beobachtung vorliege, welche für eine Umwandlung dieses hochhydratisierten Pechstein- felsites in typischen Felsit oder in ein allotriomorph- körniges Quarz-Feldspataggregat beweisend wäre“. Der ganze Relativsatz ist unklar und unrichtig. Unklar zunächst mit Bezug auf Felsit! Was ist typischer Felsit? Kein mikroskopierender Petrograph, der sich heutigentags etwas näher mit dem Studium der Felsitporphyre befaßt, wird von typischem Felsit reden; er weiß, daß es diesen gar nicht gibt, weil „Felsit“ ein Sammelbegriff ist, der die heterogensten Dinge umfaßt und von Fall zu Fall, d.h. für jeden einzelnen !) Anmerkung während des Druckes. In den hier besprochenen Mitteilungen Srturzers über den Pechstein von Meißen (zweites und drittes Heft dieser Monatsber.) bezeichnet der gen. Autor seine ab- weichenden Ansichten über den Pechstein von Meißen noch als das, was sie sind und nur sein können, als Ansichten, als Meinungen; in einem auf dem internationalen Kongreß zu Düsseldorf gehaltenen Vor- trage über juvenile Quellen heißt es nach einem Autoreferat in der Zeitschr. f. prakt. Geologie 1910, Heft 9, S. 348) schon anders, nämlich folgendermaßen: „Nach den Zusammenstellungen und Beob- achtungen von OÖ. STUTZER kann der Wassergehalt der Pech- steine nicht mehr als primär angesehen werden“.(!) — NE Felsitporphyr, näher untersucht und beschrieben sein will. Der Name „Felsit“ stammt noch aus jener Zeit, wo das Mikro- skop noch nicht im Dienste der petrographischen Wissenschaft stand, aus der Zeit des „Grünsteins“, „Trapps“ usw. Unrichtig ist die Angabe über das allotriomorph-körnige Aggregat! Wo habe ich behauptet, daß der Pechsteinfelsit in ein allotrio- morph-körniges Quarz-Feldspataggregat übergehe? Hier kon- struiert STUTZER eine Angabe, die gar nicht von mir gemacht ist: Ich muß es als eine Entstellung meiner Beobachtungen empfinden, wenn STUTZER, das Vorhergesagte gewissermaßen bekräftigend, fortfährt: „Das allotriomorph-körnige Aggregat, welches durch Zersetzung aus Pechstein bzw. aus der sekundären felsitähnlichen Substanz entsteht, setzt sich nach unseren bisherigen Beobachtungen stets zusammen aus Quarz, Kaolin und glimmerartigen Mineralien, während sekun- därer Feldspat von uns niemals beobachtet wurde.“ Ich wiederhole nochmals, von neugebildeten allotriomorph- körnigen Quarz-Feldspataggregaten aus Pechsteinfelsit ist bei mir nirgends die Rede gewesen. Auf primäre Übergänge zwischen Dobritzer Felsitporphyr und Pechstein legt STUTZER' mit Recht großen Wert; auch mir wäre es angenehm gewesen, solche aufzufinden. Er be- hauptet nun, sie seien „geschaffen durch die primär’ausgeschiedenen Felsit- kugeln (die ich seinerzeit in den Frläuterungen zu Meißen auch schon als solche beschrieben habe) und durch kleinere Felsitmassen und kryptokrystalline Ag- gregate“. Welche Gebilde STUTZER hierbei im Auge hat, läßt sich aus der unvollkommenen Angabe „kleinere Felsitmassen und kryptokrystalline Aggregate“ nicht ersehen. Ich muß aus- drücklich betonen, daß ich seinerzeit im Pechstein gegen den Dobritzer Porphyr hin sehr nach etwaigen, den Übergang, ver- mittelnden primär felsosphärolithischen Gebilden gesucht habe, aber keine fand, und vermute daher, daß STUTZERs Angabe auf eine Verwechslung mit sekundärem Pechsteinfelsit zurück- zuführen ist, wie ja ganz allgemein früher, vor meinen Fest- stellungen, der von mir so bezeichnete Pechsteinfelsit für primär gehalten wurde. Daß STUTZER in dieser Hinsicht heute noch nicht scharf unterscheidet, ergibt sich sofort auf folgender Seite 2/12, wo Felsit mit Mikrofelsit verwechselt wird. Hier heißt es (mit Sperrdruck von mir): Zelan „Auch das gelegentliche Vorkommen zersetzter Mikrolithen in der Felsitgrundmasse der Felsit- porphyre spricht nicht für eine sekundäre Entstehung dieser lelsite aus Pechstein. Es beweist nur, daß diese Mikrolithe vor Bildung des Felsites schon vor- handen waren. Es hat sich dieser Felsit in der letzten Phase der Erstarrung gebildet und hierbei vor- handene Mikrolithe eingeschlossen. An ganz frischen Gläsern ist dieses ungestörte Hindurchziehen von Mikrolithen und Trichiten durch Mikrofelsit schon oft beschrieben, und zwar in Fällen, wo die Mikro- felsitbildung noch vor der vollständigen Erstarrung der Glasbasis erfolgte (siehe ROSENBUSCH, a. a. O.., S. 796).” — (Vgl. auch meine Bemerkungen zu Felsit auf voriger S. 714.) In den mehr oder weniger glasigen Effusivgesteinen finden wir als die niedrigsten und ersten Formen der Krystallisation, die Mikrolithen, nur gelegentlich überdeckt durch krypto- krystalline Mikrofelsitaggregate, aber niemals durch Bildungen höherer Krystallinität. Wo man nun in einer solchen höher krystallin entwickelten felsitischen Grundmasse auf Spuren von beispielsweise spinnenartig entwickelten trichitischen Mikro- lithen trifft, gelingt es in der Regel, die sekundäre Bildung jener nachzuweisen. Endlich ist mir an den STUTZERschen Ausführungen noch aufgefallen, daß eine gerade für die tiefgreifendste Umbildung des Dobritzer Quarzporphyrs bezeichnende Erscheinung keine Erwähnung findet, obwohl ich sie in den Erläuterungen zu Sektion Meißen ziemlich ausführlich beschrieben habe. Vgl. S. 90, wo es heißt: „Ferner sind für den Dobritzer Porphyr lange und dünnschmitzenförmige Lentikulärmassen bezeichnend, deren mikroskopischer Aufbau der folgende ist. Die nach außenhin ziemlich scharf abgegrenzten Gebilde zeigen nach innen zuerst eine ringsum entwickelte Randzone kugeliger oder schmalbündeliger, dicht gedrängt aneinanderliegender, radial- faseriger Aggregate; auf diese folgt, den Innenraum ausfüllend, ein relativ grobkrystallines Aggregat vorwiegend von Quarz, oft mit deutlich stengeliger zentripetaler Anordnung. Diese Komplexe sind zweifellos Hohlraumausfüllungen. Da sie nun im Dobritzer Porphyr recht häufig sind und die Streifung des- selben wesentlich mit hervorrufen, so muß dieses Gestein früher eine recht poröse Beschaffenheit besessen haben“. „Jene Fluidalstruktur, welche so ausgezeichnet makro- skopisch im Dobritzer Porphyr entwickelt ist und im Quer- = Mil bruche der Gesteinsplatten in Form einer äußerst zarten, bald geradstreifigen, bald flachwelligen bis höchst verworrenen Liniierung zum Ausdruck gelangt, ist mikroskopisch nicht nach der üblichen Definition der Fluidalstruktur entwickelt.“ „Von den eben beschriebenen lentikulären Schmitzchen abgesehen, welche, wie gesagt, die Fluidalstreifung des Gesteins mit bedingen, sind es vorwiegend flächenhaft ausgedehnte, an eine oft hellere — ich kann noch hinzufügen: selbst wasserhelle — mediane Naht beiderseitig angesetzte, zierlichste Sphäro- lithaggregate, welche makroskopisch die zarte Liniierung des Gesteins erzeugen. Mögen nun auch diese Gebilde einer ur- sprünglichen und ganz analog orientiert gewesenen Fluidal- struktur ihre Anordnung verdanken, gegenwärtig stellen sie eine solche nicht mehr dar.“ Übrigens sind die feinen Quarzschmitzchen vielfach schon makroskopisch sichtbar und bereits von C. F. NAUMANN (Geo- gnostische Beschreibung des Königreichs Sachsen, Bd. V, S. 149), wie folgt, beschrieben worden. „Der Quarz bildet (von einzelnen Körnern abgeschen) dünne und feine, in der Feldspatgrundmasse parallel ein- geschichtete ILeyanailliem, ähnlich wie im Granulit.“ Soweit sich die mineralische Natur der oben erwähnten Sphärolithaggregate feststellen ließ, sind diese sicherlich zum Teil nach ihrem optischen Verhalten Chalcedonsphärolithe, zum Teil anscheinend Pseudomorphosen nach auderen Sphäro- lithen. Von diesen aus wäre es möglich festzustellen, inwie- weit ursprüngliche felsosphärolithische Aggregate sich an der Zusammensetzung des Dobritzer Porphyrs beteiligt haben. Jetzt wird dies nicht mehr schwer fallen, wo reiche Erfah- rungen über die Umwandlungen dieser Gebilde vorliegen (vgl. z. B. die Arbeiten von BROSS, SCHEIBE und ZIMMERMANN). Ich selbst bin augenblicklich nicht in der Lage, dies zu tun. Aber für die letzte Beantwortung der Frage: ob der Dobritzer Porphyr als ein in „Wechsellagerung mit ursprüng- lichem Obsidian (jetzt Pechstein) eng verbundener Felsoliparit aufzufassen ist oder als ein umgewandelter Vitrophyr“ sind derartige Feststellungen nicht weiter von erheblichem Belang. STUTZER leitet den Dobritzer Porphyr von Felsolipariten ab; ich nehme an, daß ihm dabei bewußt war, welch ab- wechslungsreiche Gesteine das sind, mit Endgliedern einerseits rein krystalliner, andererseits ausgeprägt vitrophyrischer Aus- bildung. Auf einen Vitrophyr (Pechstein) aber habe ich be- kanntlich den Dobritzer Porphyr von Anfang an zurückgeführt. 3 ad ii 2 et a Fl nn in ne 59. Der Hochtfelln. Von Herrn Jon. Böum. (Mit 2 Textfiguren.) Berlin, den 15. November 1910. Da die loeishe Neuaufnahme des Hochfelln, welche etwas über die Hälfte der Blätter Bergen und Da Bachham der Bayrischen Generalstabskarte i. M. 1:25000 umfaßt, mit ihrer Erläuterung gesondert erscheinen soll, so werden die aus diesem Rahmen fallenden Ergebnisse in mehreren besonderen Aufsätzen niedergelegt werden. T. Worthenia sp. im Plattenkalk des Hochfellngipfels. An dem Wege, der von dem Unterkunftshause nach der Felln-Alp führt, fand ich, kurz bevor er nach Osten umbiegt, in rötlich und gelb gefleckten Lagen des Plattenkalkes eine Schnecke, welche sich durch ihre Gestalt, Form der Umgänge und Zuwachsstreifung als zur Gattung Worthenia') und ins- besondere zur Gruppe der W. coronata MÜNST. sp. gehörig erweist), Biezk Worthenia sp. Nat. Gr. Gehäuse klein, kegelförmig, mit 5stufig dachförmigen Umgängen. Der Schlitz- kiel tritt kräftig hervor, der untere Lateralkiel ist nur auf dem letzten Umgange sichtbar. Die Lateralrinne ist etwa so breit wie die Apikalseite. Basis gewölbt. Nabel schlitzförmig, Innenlippe verdickt. Die Oberfläche ist korrodiert; jedoch scheint sie nach vereinzelten Andeutungen unter einer starken Lupe mit Längs- linien verziert gewesen zu sein. — Von den bisher beschriebenen Trias- und Liasarten durch ihre Gestalt verschieden. In dem Plattenkalk an der Kapelle fand ich noch ein Zähnchen der Gattung Sargodon. Über dem Plattenkalk folgt der Unterste Lias, und zwar die Psiloceras-Zone in der Facies des Dachsteinkalkes, dar- über die Schlotheimia- Zone in derjenigen der Spongiten- schichten‘). Letztere lagern über, nicht unter jenem als Dach- steinkalk bezeichneten Megalodus- und Lithodendronführenden a7 a ner. = Kalke, wie ihre Bedeckung desselben an der Nordwand des Unterkunftshauses und ihre Einmuldung in ihn am Kreuz be- zeugen (4 und 3 in Fig. 2). Den Beschluß macht eine kleine Partie roten Liaskalkes mit Crinoiden und Brachiopoden. Die rätischen Schichten, welche GÜMBEL als Antiklinale zwischen den beiden Mulden am Gipfel zeichnet, sind Spongiten- schichten; die rätischen Schichten an der Basis dieser Mulden sind nicht vorhanden, was mit vielfachen Angaben im Einklang steht, daß dort, wo das Rät als Plattenkalk entwickelt ist, die kalkige Ausbildung in jüngere Horizonte hinauf fortsetzt. Auch den Fund rätischer Versteinerungen, welchen EMMkICH!) am Wege von der Bründling-Alp zur Hochfellnspitze angibt, habe ich nicht wiederholen können. Pio.22. Schematischer Querschnitt durch den Gipfel des Hochfelln. Lias. 4 Spongitenschichten, 3 Hochfellnkalk. Trias. 2 Plattenkalk, 1 Hauptdolomit. Diese Schichtenserie (Fig. 2) bildet eine nach Norden leicht übergeneigte, O— W streichende Doppelmulde. Ihr Süd- rand zieht von der Kapelle auf dem südlichen Gipfel ostwärts gegen die Felln-Alp, westwärts auf der Schneid zum Rötelwand- kopf hin; ihr Ost- und Westrand sind an zwei Querstörungen abgebrochen; ihr Nordrand ist nur zu einem kleinen Teile über der Nordwand des Hochfelln erhalten. Von dem Ost- und Westrande, welche zu der Felln-Alp und Bründling-Alp einer- seits, zu dem Weißachentale andererseits abstürzten, sind Reste allein nur noch am Nordrande der Bründling-Alp in der Nähe der Sennhütten erhalten. Die Doppelmulde senkt sich nach Osten stark ein, so daß es den Anschein hat, als habe sich der Gebirgsteil, der die Gipfel trägt, zugleich mit dem Absinken des benachbarten östlichen Gebirgsteils (Stran- - rücken und Thoraurücken) gegen diesen an dem Haaralpbruch geneigt. !) EumricH: Geognostische Beobachtungen aus den östlichen bayrischen und den angrenzenden österreichischen Alpen. Jahrb. k. k. geol. Reichsanst. 4, 1853, S. 328. SSEBA2I.. = Die westliche der beiden erwähnten (Juerstörungen, der Weißachenbruch, fällt in die tief eingeschnittene Furche zwischen dem Hochfelln und dem Hochgern, in welcher die Weißachen nach Norden, der Eschelmoosbach nach Süden abströmen. An ihm stoßen in der niedrigen Wasserscheide beider Bäche Raibler Schichten auf der Hochfelinseite gegen Untersten Lias auf der Hochgernseite, ferner nordwärts davon im Weißachen- tal an der Bruderwand Hauptdolomit gegen Lias ab. Der Hauptdolomit trägt hier eine mehr oder weniger dicke Lage von Rauhwacke, die sich als Reibungsbreccie darstellt. Das- selbe gilt für die Rauhwacke des Hammerberges und Fürberges, welche bis faustgroße Bruchstücke des angrenzenden roten und grauen Liasmergels einschließt. Die östliche Querstörung, der Haaralpbruch, kommt von Süden her, wo er die Kratzelschneid gegen die Haaralpschneid verwirft, zu der Scharte zwischen dem Hochfellngipfel und dem Stranrücken und gabelt sich hier. Das hierdurch umgrenzte Gebirgsstück rutschte aus der Nordwand des Gipfels aus und führte den nördlichen Östrand der Doppelmulde gegen die Bründling-Alp mit sich, wie Zeugen in der deltaartigen Lücke, durch die der Weg von der Alp zur Scharte führt, beweisen. Aus dem Umstande, daß an weiteren, mit dem Haaralp- bruch gleichsinnig gerichteten Störungen stets der östlich ge- legene gegen den westlich benachbarten Gebirgsteil in breiter Staffel abgesunken ist, erklärt sich die heutige Oberflächen- gestaltung des südlichen Teiles des Hochfellnstockes. Während das westlichste, aus den widerstandsfähigen Sockelgesteinen (Raibler Kalk, Hauptdolomit, Lithodendronkalk) bestehende Gebirgsstück in hoher Lage verblieb und den Hochfellngipfel über den Weißgrabenkopf mit der Haaralpschneid verbindet, gerieten die weichen Lias- und Neocommergel mit den öst- lichen Stücken infolge dieses tektonischen Vorganges stufen- weise mehr und mehr in das Niveau der Urschelauer Achen. Die Mergel fielen den erodierenden Kräften rasch zum Opfer. Es entstanden so die langen, O—W verlaufenden Täler der Nestelau und Thorau, deren Abschluß das westlichste Gebirgs- stück als Wasserscheide zwischen ihnen und dem Eschelmoos- bach bildet. Die dem letzteren zufließenden Bäche sind kurz und steil. Die erwähnten staffelförmigen Abbrüche geben sich noch heute in den Wasserfällen zu erkennen, über welche der Nestelau- und Thoraubach zur Urschelauer Ache hinabschäumen. Es bleibt noch hinzuzufügen, daß ein Teil der von GÜMBEL der Oberen Kreide zugewiesenen brecciösen Bildungen am Nordgehänge des Urschelauer Tales dem Lias angehört; 47* a A = die Hornsteinsplitter darin entstammen den Hornsteinknauern der Spongitenschichten. Sie stimmen vollständig mit dem von WÄnNER (Das Sonnwendgebirge im Unterinntal 1, S.152, 154) als Dislokationsbreccie abgebildeten Gestein überemi hin- sichtlich ihrer Bildung schließe ich mich den Ausführungen AMPFERERS (Studien über die Tektonik des Sonnwendgebirges. Jahrb. k. k. geol. Reichsanstalt 58, 1908) an. !) Anmerkung zu S. 717. Aut der Dpede a dunkelgrauen, dünnplattigen, an Hornsteinknauern reichen Mergelkalke wittern Spongiennadeln aus, so daß sie damit wie besät erscheinen. Gelegentlich der Beschreibung beiderseitig zugespitzter Nadeln aus dem Oberen Lias von Canzei bemerkt ZITTEL (Beiträge zur Systematik der fossilen Spongien, 1879, S. 99) über die Vorkommnisse am Hochfelln, daß sich hier „ganz ähnliche gerade oder etwas gebogene Stabnadeln, untermischt mit Gabel- ankern und Hexactinelliden-Fragmenten,“ finden. Über die in der Zone der Schlotheimia marmorea des Schafberges vorkommenden Stabnadeln äußerte sich v. DuntkowskI (Die Spongien, Radiolarien und Fora- miniferen der unterliassischen Schichten vom Schaf- : berg bei Salzburg. Denkschr. k. Akad. Wiss. Wien, Math.-Naturw. Kl. 45, 1882, S. 167) hinsichtlich ihrer systematischen Stellung: „Indem ich diese Formen mit dem Gattungsnamen ÖOpetionella überschrieben habe, wollte ich hiermit nur die Möglichkeit der Angehörig- keit derselben zu Öpetionella ausgedrückt haben. Die ZiTTELsche Diagnose der Gattung Opetionellu lautet: „Knollig oder rindenförmig, Skelett aus 3>—10mm langen, parallelen, beiderseits zugespitzten Nadeln be- stehend. Bis jetzt nur fossil aus dem jurassischen und Kreide System bekannt. Da aber ähnliche Nadeln auch bei anderen Gattungen vorzukommen pflegen, so ist es nicht ausgeschlossen, daß diese Nadeln keine Opetionella sind.“ WINKLER (Neue Nachweise über = unteren Lias in den bayrischen Alpen. N. Jahrb. Min. 1886 [2], S. 26) ging einen Schritt weiter. Er nannte die Stab- nadeln, welche an der Brauneck-Alp in mit den Spongitenschichten des Hochfellns petrographisch über- einstimmenden Schichten vorkommen, Opettonella alpına und bezeichnete sie als „höchst charakteristisch und Leitfossil für die Zone des Ammonites angulatus in den bairischen Alpen“. ah Gabelanker, wie sie ZITTEL vom Hochfelln er- wähnte, bergen auch die „hornsteinreichen — dunklen —, fast dichten Kalksteine mit Schlotheimia marmorea OPpP. und anderen Angulaten“ am Schafberge und werden von v. DuUNIıKOwWskı als der Gattung Stelletta (a. a. O., S. 172—174, Taf. 2, Fig. 17—23, 25) angehörig ab- gebildet. An der Hand dieser Nachweise konnte FINKELSTEIN (Der Laubenstein bei Hohen-Aschau. N. Jahrb. Min., Beil.-Bd. 6, 1889, S. 4) über die Verbreitung des Spongitenkalkes bemerken: „Diese Lokalität |Brauneck- Alp] rangiert somit im Verein mit den Gipfelschichten des Hochfelln und den Spongitenkalken des Schaf- berges im Salzkammergut, in welch letzteren Schlotheimia marmorea OPP. vorkommt, in eine eigentümliche Facies der Angulatus-Zone, zu der auch unser Gebiet [der Laubenstein] ein viertes Glied bildet.“ BÖSE (Die Fauna der liassischen Brachiopoden- schichten bei Hindelang [Allgäu]. Jahrb. k. k. geol. Reichsanst. 42, 1893, S. 628) brachte „für den Lias in der Facies des Dachsteinkalkes“ den Namen „Hoch- fellenschichten“ in Vorschlag. Wenn FINKELSTEIN am Laubenstein, durch SCHWA- GERS Angaben über die Lagerungsfolge an der Brauneck- Alp geleitet, rätischen Dachsteinkalk, Spongitenschichten, Megalodus- und Lithodendron-führenden Kalk unter- schied, so dürften wohl das erste und letzte Schichtglied demselben Horizonte angehören und mit den Spongiten- schichten als Kern eine Mulde bilden; dieser Deutung. widerspricht das Kartenbild nicht (a. a. O., Taf. V). Dagegen finden sich nach den übereinstimmenden Angaben von WINKLER (a. a. O., S. 23), SCHWAGER (FINKELSTEIN: a. a. O., S. 49) und ROTHPLETZ (Ein geologischer Querschnitt durch die Östalpen. 1894. 5.116, Fußnote u. Textfig. 30) an der Brauneck-Alp über dem Rät mit Avicula contorta und Gervilleia inflata Pstloceras- Schichten, Spongitenschichten und als jüngstes Glied Megalodus- und Lithodendron-führender Kalk. Letzterer gehört demnach, da WINKLER aus den Spongitenschiehten Schloth. angulata angibt, einem jüngeren Horizont als am Hochfelln an. Zu den von FINKELSTEIN angeführten Lokalitäten kommt der Hochgern hinzu, wo nach PLIENINGER (Über Dogger und oberen Lias in den Chiemgauer Alpen. 7 Zentralbl. Min. 1901, S. 361) „mächtig entwickelte Kieselkalke des Lias mit Angulaten, und zwar Schlot- heimia Donar WÄHNER mut. nov.“, von jüngerem lias- sischen ÖOrinoidenkalk überlagert werden. Beim Abschluß des Manuskriptes geht mir eine Arbeit von VApDasz (Die Juraschichten des südlichen Bakony. Result. wiss. Erforsch. d. Balatonsees 1 (1), Paläont. Anhang, 1910) zu, wonach im südlichen Bakony unterliassischer Kalkstein vom Dachsteintypus feuer- steinführende Rhynchonellenschichten mit Spongien- nadeln, welchen außer unbestimmbaren Monactinelliden und Tetractinelliden Siellata-Arten angehören, unter- lagert. Die Rhynchonellenschichten gehören dem Hori- zont der Schloth. marmorea und Schloth. angulata an. Demnach ist auch hier dieselbe Schichtenfolge wie am Hochfelln entwickelt. . v. AMMON (Die Gastropodenfauna des Hochfelln- kalkes und über Gastropodenreste aus den Ablage- rungen von Adnet, vom Monte Nota und den Raibler Schichten. Geognost. Jahresh. 5, 1893, S. 161—188) hat die reiche Fauna des Hochfellnkalkes eingehend kritisch besprochen. Diese Fauna ist aus der Liste der Rätfossilien, unter welchen sie vV. DITTMAR (Die Contorta-Zone [Zone der Avicula contorta PORTL.|, ihre Verbreitung und ihre organischen Einschlüsse, 1864, S. 89—91 u. 158— 198) aufführt, nunmehr zu streichen. 60. Uber die Tessiner „Gneise“. Von Herrn G. Kreunm. Darmstadt, den 28. November 1910. Durch die Freundlichkeit des Herrn R. LEPsıUSs lernte ich den Abdruck!) einer Mitteilung U. GRUBENMANNs „über einige tiefe Gneise aus den Schweizer Alpen“ kennen, die in einer der Sitzungen des internationalen Geologenkongresses zu Stockholm vorgetragen worden ist. !) Gedruckt unter der Bezeichnung: Imprime comme £preuve. Stockholm 1910. In dieser Mitteilung bespricht GRUBENMANN besonders die „Tessiner Gneise“, und zwar hauptsächlich die aus der Um- gegend von Bellinzona und Locarno. Er schildert, wie diese Gesteine ausgezeichnete „Mischgneise“ darstellen, entstanden durch Injektion granitischen Magmas in Sedimente, an denen sich z. T. Resorptionen vollzogen haben unter Aufweichung der Sedimente usw. Aber mit keinem Worte erwähnt GRUBENMANN, daß auf alle diese Erscheinungen überhaupt zum ersten Male von mir aufmerksam gemacht worden ist in meinen!) „Berichten über Untersuchungen an den sog. Gneisen und den metamorphen Schiefern der Tessiner Alpen“. Nur in den Eingangsworten seiner Mitteilung sagt er, daß ich im Gegensatz zu den Schweizer Geologen den „Tessiner Gneis“ als einen fluidalen, tertiären Granit ansehe. Schon in einer früheren Arbeit: Der Granatolivinfels des Gordunotales und seine Begleitgesteine“ (Vierteljahresschrift der naturforschenden Gesellschaft in Zürich 1908, S. 129—156) hat GRUBENMANN einen „aplitisch stark injizierten Biotitgneis“ von Gorduno bei Bellinzona erwähnt, aber auch da mit keinem Worte auf meine Beschreibung und die von mir gegebenen Abbildungen jener injizierten Amphibolite und Hornfelse hin- gewiesen. Unter diesen Umständen muß ich mich ganz Kilschieden dagegen verwahren, daß meine Beobachtungen so ganz mit Stillschweigen übergangen werden, und ich nehme die Priorität der Entdeckung der schönen Mischgesteinszone von Bellinzona- Locarno für mich in Anspruch. Ich bin gegenwärtig damit beschäftigt, die Ergebnisse meiner Untersuchungen über die Tessiner Alpen zusammenzustellen. In dieser Arbeit, die in den Abhandlungen der Geologischen Landesanstalt zu Darmstadt im Frühjahre 1911 erscheinen wird, bemühe ich mich, zu zeigen, daß die gegen meine Auf- fassung vom postjurassischen Alter der Tessiner Granite er- hobenen Einwürfe nicht stichhaltig sind, und daß auch kein Beweis für ein prätriadisches Alter des in den „Tessiner Gneis“ übergehenden „Antigoriogneises“ existiert, da die sog. „Gerölle von Antigoriogneis“ aus dem-Triasmarmor des Cairasca- tales bei Varzo eben keine Gerölle, sondern granitische Intru- sionen sind. 1) Sitzungsberichte d. Kgl. Preuß. Akademie der Wissenschaften (physikal.- -mathem. Klasse) 1906, S. 428ff; 1907, S. 251ff. 61. Zur Geologie des Müsener Horstes. Zweite Mitteilung. '!) Von Herrn A. DENCKMANN. Hierzu 4 Textfiguren. Berlin, den 1. Dezember 1910. Durch die im Juli und ım Oktober 1904 von mir aus- geführten Untersuchungen war stratigraphisch-tektonisch?) der Beweis geführt worden, daß die Fortsetzung des Spateisen- steinganges, der in der geologisch-bergmännischen Literatur als „Stahlberger Stock“ bekannt ist, im Hangenden der ihn abschneidenden „Stuff“-Verwerfung nördlich zu suchen sei»). Es ist bekannt, daß die in diesem Sinne betriebenen Versuchsarbeiten der 304 m-Sohle der Grube Stahlberg schon im folgenden Jahre (1905) ein annehmbares praktisches Er- gebnis gebracht haben, indem der Querschlag, der die Stuff- Verwerfung nach NNO im Streichen verfolgte, schon bei 143 m Länge einen Spateisensteingang erreichte, der aus mehreren Rücksichten als tatsächliche Fortsetzung des Stahlberger Stockes gelten konnte, nämlich erstens wegen der Art seines Streichens und Fallens, zweitens wegen der grobspangeligen Natur des in ihm aufgeschlossenen Spateisensteins, drittens wegen der großen Mächtigkeit der auf ihm zunächst angehauenen Spat- eisensteintrümmer, die bis über 20 m betrug, viertens weil der im Hangenden des Stuffes aufgeschlossene Gang den Ge- steinswechsel südlich gelegener Gedinnien-Gesteine gegen nörd- lich gelegene Gesteine der Siegener Schichten bildet, analog der Rolle, die der alte Stock auf der Kniggelweger, der Mü- sener und der Ernsdorfer Stollensohle gespielt hatte®).. Ein definitives Resultat hinsichtlich der Beurteilung der gesamten Lagerungsverhältnisse des Stahlberger Gebietes ') Erste Mitteilung: Siehe diese Zeitschr. 58, 1906; Monatsber. 4, S. 93H. | ?) Mein Freund W. BoRNHARDT war auf Grund anderweitiger Beobachtungen zu demselben Resultate gekommen. Vgl. hierüber W. BORNHARDT: Über die Gangverhältnisse des Siegerlandes. Archiv für Lagerstättenforschung, Berlin 1910, S. 146 ff. >) Vgl. auch BORNHARDT: a. a. O., S. 150. *) Siehe Fig. 9 in BryscHuLac, KruscH, VoIGT: Die Lagerstätten der nutzbaren Mineralien. Stuttgart 1910. 8.7. konnte ich namentlich aus dem Grunde bei den ersten Unter- suchungen nicht erzielen, weil es an einer topographischen Unterlage für die genaue Beobachtung und Eintragung der außerordentlich verwickelten Lagerungsverhältnisse der am Aus- gehenden beobachteten Sedimente fehlte. Auch verschiedene in der Zwischenzeit angestellte Versuche, mit Hilfe der alten Katasterkarte das Gebiet geologisch zu kartieren, scheiterten an der Unzulänglichkeit der alten Karte. Erst im Laufe der letzten Jahre ist es möglich geworden, auf Kosten der König- lichen Geologischen Landesanstalt, des Siegener Eisenstein- Verkaufsvereins und einiger Erz-Gewerkschaften für geologisch wichtige Grubengebiete des Siegerlandes im Maßstabe 1:4000 (Maßstab der amtlichen Mutungs- Übersichtskarte) eine spe- zielle topographische Unterlage zu schaffen, welche in den inzwischen geologisch bearbeiteten Gebieten in hohem Maße den in sie gesetzten Hoffnungen ent- sprochen hat. Wie außerordentlich wichtig eine derartige Grundlage für den Lagerstättenforscher ist, kann man am besten aus dem Umstande entnehmen und ermessen, daß die geologischen Verhältnisse des Ausgehenden der Gänge ge- wissermaßen das Schema geben, in das die geologischen Ver- hältnisse der Stollensohlen und der Tiefbausohlen in der Regel glatt hineinpassen, bzw. aus dem die etwa in den tieferen Bauen sich einstellenden Änderungen sich mühelos erklären, vorausgesetzt, daß man das normale stratigraphische Profil der betreffenden Gegend kennt. Das weitere Gebiet der Grube Stahlberg ist im Sommer 1909 vom Königlichen Topographen GRAEF bearbeitet worden. Das Ergebnis seiner Arbeiten stand mir im Frühjahr 1910 als topographische Karte im Maßstabe 1:4000 zur Ver- fügung. Ich freue mich, auch an dieser Stelle hervorheben zu können, daß Herr GRAEF seiner schwierigen Aufgabe, das komplizierte Pingengebiet der Müsener Gänge zur richtigen und dabei übersichtlichen Grundrißdarstellung zu bringen, mit sicherem Taktgefühl in hervorragender Weise gerecht ge- worden ist. Die im Sommer 1910 für die Gewerkschaft Stahlberg auf der neuen topographischen Grundlage in Angriff genommene geologische Untersuchung der Stahlberger Gänge im Ausgehen- den und in den Grubenbauen hat ein sehr wichtiges Resultat gehabt. Danach ist der Gesteinswechsel zwischen Ge- dinnien und Siegener Schichten, der im alten Stahlberger Stock beobachtet war, nicht identisch mit dem auf der Hangendseite der Stuff-Verwerfung beobachteten bzw. auf- 1 Alon .— geschlossenen Gesteinswechsel (Erstling II der Kartenskizze); er ist vielmehr identisch mit einem Gesteinswechsel, der im Ausgehenden der Gänge etwa 220 m weiter südlich liegt als die Wurzel des alten Stockes im Liegenden der Stuffverwerfung (siehe Fig. 1). Der am Stock selbst nach den Aufschlüssen der Kniggelweger, der Müsener und der Ernsdorfer Stollensohle nachgewiesene Gesteinswechsel von südlich gelegenen Ge- dinnien gegen nördlich gelegene Siegener Schichten zeigt sich somit nicht als die eigentliche Begrenzung des Stahl- berger Ganggrabens nach SO. Er ist hervorgerufen durch das im Ganggraben, in der Streichungsrichtung der Gänge des Stahlberger Gebietes auftretende Vorkommen eines horst- artigen Gedinnien-Keiles, dessen Nordwest-Flanke durch den alten Stahlberger Stock in südöstlichem Verlaufe begrenzt wird, während an der Südwest-Flanke des Keiles das Gang- system Bräser St. Friedrich wurzelt (siehe Fig. 2). Der eigent- liche Haupt-Gesteinswechsel zwischen Gedinnien und Siegener Schichten an der hangenden (südwestlichen) Begrenzung des Ganggrabens ist im Hangenden der Stuff-Verwerfung die un- regelmäßige Entwicklung von mehr oder weniger mächtigen Spateisensteinmitteln, welche von der Grubenverwaltung durch die Ausrichtungsarbeiten der Jahre 1904—1910 aufgeschlossen ist. Im Liegenden des Stuffes ist dieser Gesteinswechsel u. a. auf der Ernsdorfer Stollensohle bekannt (Erstling I der Karten- okizze), wo auf ihm eine 10 m mächtige rauhe Gangmasse be- sbachtet wird, die grobspangeligen Spateisenstein besonders am südöstlichen Stoße enthält. | Es ist mir eine angenehme Pflicht, hier festzustellen, daß der Leiter der Grube Stahlberg, Herr Direktor RÖHLING, schon seit längerer Zeit die Idee ausgesprochen hat, daß die neuen Mittel, die im Hangenden des Stuffes aufgeschlossen sind, dem genannten Gesteinswechsel der Stollensohle, den er als „Erst- ling“ bezeichnete, entsprechen. Es trifft hiermit in meinen Arbeiten die Tatsache zusammen, daß ich seit etwa zwei Jahren den betreffenden Gesteinswechsel als ein Stück der hangenden Begrenzung des Stahlberger Ganggrabens aufgefaßt habe. Sein Verhalten gegen die am Stuff gelegenen Stücke war mir allerdings noch völlig unklar. Ich vermutete die Existenz weiterer dem Stuff ähnlicher Verwerfungen. Nachdem das Resultat der ersten geologischen Unter- suchung die Auffindung eines Ganges auf der Hangendseite der Stuff-Verwerfung gewesen war, der hinsichtlich der Mächtig- keit seiner Mittel dem Stock verwandt schien, konnte ich in dieser interessanten Frage, ob der Stock selbst wieder- Grundriß Geologische Kartenskizze des Stahlberger Stockes. Maßstab 1: 10000. £ ochinenschacht Siegner Schichten. 772 Gedinnien. Lage des Gedinnien-Keiles auf den beiden in Fig.2 dar- Fig.1. Lage der Stahlberger Gänge und ihrer een : weger Stollensohle. mutmaßlichen Fortsetzungen am Ausgehenden. E Grundriß Im Bergbau aufgeschlossene Eisensteinmittel. auf den beiden Stollensohlen. > Mutmaßliche Fortsetzung der Gangmittel (ohne Berücksich- tigung der Spezial-Verwürfe). Stuffverwerfung, z. T. als Lettenkluft ausgebildet. Fig.2. Lage der Gänge auf der Müsener und der Ernsdorfer Stollensohle. — AS NE gefunden war, erst dann ein sicheres Urteil gewinnen, als ich durch die von mir für die Siegerländer Gänge neuerdings in Anwendung gebrachte Untersuchungsmethode (Kartierung des Ausgehenden auf speziellster topographischer Neuaufnahme im Maßstabe 1:4000) eine sichere Basis für die Deutung des geologischen Gesamtbildes erhalten hatte. Mit Hilfe dieser Unterlage war es möglich, festzustellen, daß der Gesteinswechsel am Erstling nicht durch eine der jüngeren Verwerfungen veranlaßt ist, die das Stahlberger Ge- biet in großer Zahl durchsetzen, sondern auf derjenigen älteren Verwerfung, die sich als ein Bruchstück der hangenden Begrenzung des Stahlberger Ganggrabens kennzeichnet, und die sich auf dem Kartenbilde als identisch mit dem Erst- ling II zu erkennen gibt. (Vergl. hierzu Fig. 1.) Bezüglich des horstartigen Gedinnien-Keiles, der am süd- westlichen Salbande des Stahlberger Stockes in den unter- irdischen Bauen beobachtet wird, ist zu bemerken, daß sein Auftreten in den Pingen nicht mit voller Sicherheit nach- gewiesen ist*). Sollte er am Ausgehenden tatsächlich nicht vor- handen gewesen sein, so würde sich das leicht dadurch er- klären lassen, daß innerhalb des Keiles zwischen der Kniggel- weger Stollensohle und dem Ausgehenden der Pingen die natürliche untere Auflagerungsgrenze der Siegener Schichten liegt. Die Breite des Keiles beträgt nach den Aufschlüssen der Müsener und der Ernsdorfer Stollensohle rund 100 m. (Siehe Fig. 2 die mit x dargestellte Fläche.) Das spezielle geologische Bild der Grube Stahlberg zeist auf Grund der neuen eingehenden geologischen Untersuchungen in dem Abbruchsgebiete der Siegener Schichten vom Müsener Horste fort nach Osten eine ganz spezifisch charakteristische Etappe: Das am Hangenden der Stuff-Verwerfung abgesunkene Gebiet zeigt sich nicht als einfacher Abbruch, sondern als Einbruch, also nichtals Staffelscholle, sondern als Graben- scholle. (Siehe Fig. 1.) Es stellt demnach einen jüngeren Graben dar, dessen Bauart nach der oberflächlichen Beobach- tung und nach den Grubenaufschlüssen durchaus derjenigen Bauart entspricht, die von mir zuerst an den Ganggräben devonischen Alters im Siegerlande beobachtet wurde, und deren tektonischen Bau man durch die nachfolgenden beiden Figuren erläutern kann. *) In Fig. 1 ist der Gedinnien-Keil am Südwestfuße des Stahl- berger Stockes zur Darstellung gebracht. — 1723 — Fig. 3 zeigt die schematische Darstellung der Gräben, wie wir sie in den Lehrbüchern finden'!). Fig. 4 ist das schematische Endprodukt, das sich aus den Beobachtungen in den Tagesaufschlüssen und in den unterirdischen Aufschlüssen von einigen Dutzend Siegener Spateisenstein- und Erzgruben Fig. 3. Fig. 4. Schematisches Profil eines Schematisches Profil eines Grabens in den Lehrbüchern. einfachen Siegener Ganggrabens. ergibt. Es mag zugleich als Illustration dienen für meine letzte Publikation über Siegerländer Verhältnisse), in der sich leider auf Seite 94, Zeile 12 und 13 von unten ein schlimmer Schreibfehler eingeschlichen hat, indem die Worte „liegende“ und „hangende“ vertauscht sind. 62. Trias im russischen Ostseegebiete. Von Herrn A. JENTZSCH. Berlin (z. Zt. Posen), den 2. Oktober 1910. Die von mir als „Purmallener Mergel“ bezeichneten, durch ziegelrote Farbe ausgezeichneten Schichten hatte ich schon vor Jahren in verschiedenen Bohrprofilen von Purmallen südwärts bis in die Mitte der Stadt Memel verfolgt. Die durch die Bohrfirma E. BIESKE-Königsberg eingesandten Bohrproben aus Polangen (Rußland) beweisen nun, daß die gleichen Schichten, ') Die vorliegende Figur ist Em. Kaysers Lehrbuch, Teil I, 3. Aufl., S. 205 entnommen. 2) Protokoll der Sitzung des Niederrheinischen Geologischen Ver- eins in Aachen 1909, S. 33—96. Vorlage einer Arbeit: „Neue Beob- achtungen über die tektonische Natur der Siegener Spateisensteingänge.“ RO und zwar ohne Bedeckung durch Tertiär, Kreide oder Jura, sich nordwärts bis jenseits der Reichsgrenze erstrecken. Ob- wohl sie auch dort keine Versteinerungen geliefert haben, deutet doch ihre petrographische Beschaffenheit nebst den begleitenden Umständen darauf hin, daß sie den tonigen Gliedern des Buntsandsteins („Oberer“ oder „Unterer“) zu vergleichen sind!). !) Aus redaktionellen Gründen ist vorstehende Mitteilung ver- spätet abgedruckt. Die Redaktion: BÄRTLING. Sy 231 TECE Neueingänge der Bibliothek. BERG, G.: Mittel- und Oberrotliegendes im Nordteile der Mittelsudeti- schen Mulde. 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Aın Hadjera, Salzlager . . - Aladja Han, Augitandesit 503, Koaake Arkose . 419, : 504 Seite Albersloh, Endmoräne 389, 392, 397, 398, 408 Alb, Senkung Er 475 Alencon, Axinit .. 34 Alexandria, Diluvium . . 434 ı —, Entstehung des Hafens 435 Alfeld, Diluvium 170, 425, 596 _—, Terrassen 426 Aleier, Gipsv orkommen 343, 343 —, Kreide 301 ‚ Salzlager 4 . 116, 342, 597 | Allencnt, Axinit. . Aller Nordstern, Salzhorst 33, 335 Allertal, Salzhorste 398. 599 | Allrath, EoB* A860 | Alpen, Axinit 34 —, Kare . . 678 " Oberflächenform men 341 ‚ Seebeeken 679 |, Se ET ı Alpenvorland, Pflanzenein- wanderung . a ee N, Altenbere&ranııa 2. 2... 3 Altenburger Holzland, Ober- ' flächenformen . ... 310, 340 ' Alte Weinstraße, Profil . 652 ' Amassia, Leueittephrit 492 ı Ameisenberg, Axinit 128 | Amelieth, Dolerit 174, 175. 177 ' Amerika, Naosaurus 527 | Amt Gehren, Oberflächen - Keformenar = 306 1, Verwerfungen . 304 | Anatolien, Kreide . 511 — Reisenotizen . 462 Andeer, Tektonik . 66, 69 Anden, Gesteine 285 —, Vulkane . 300 Andreasberg, Axinit al , Obertlächenform 339 48* Seite Anhalt, Löß . 270 Antelias, Kreide. 417 Antigua ciudad de Jespus, Terblän nr \ 129 Apfelstedt, Ur -Unstrut 390 Arabische Wüste, Kreide 386 Ararat, Obsidian III 7,00, Arendal, Axinit .. 20 Argentinien, Gneis . 9346 Ariege, Axinit BB) Arnhem, Miocän 2 Arnotal, Plioeän 427, 429 Arran, Pechstein 104, 109 Artern, Flußrichtung . 388 , Unstr ut 391 hustaa, Gesteinsgänge 168 Asse, Buntsandstein 332 —, Salzmoore 260 Sattel . 338 sn, Plioeän . 3 .. 480 Assuan, Süßwasserdiluvium . 443 Astı, Teir, . 55, 56, 58 Athlit, Entstehung des Hafens 435 Atlas, Gipsvorkommen 342 | Atna, Schlackenkegel . 220, | Aue, Axinit 22 Auersberg, Monadnock 336 Aumale, Gips ; 342 Aubig, Basaltsäulen 95 Australien, Geologie 433 Aviotal, Talbildung 680 B. Baden, Carbon . 485 —, Deckenporphyr . . 696 Baden-Baden, Tektonik . 639 Bagneres de Bigorre, Axinit 32, 40 Bakony, Lias "729 Balangi, Eoeän . . . 901 Bald Mountain, Lakkolith 301 Baldissero, Tertiär . 55,06 Ballenstädt, Oberflächenform 334 Balsthalroggen, Tektonik 924 Balticum, Postglazialzeit . 172 Bamme, Paludinen . 629 Barcelona, tertiäre Korallen 129 Bareges, Axinit . ol Bärenbruch, Moorprotil 217, 257, 298 —, Zone d. Planorbis Sir oemi 258 ,„ Zone d. Planorbis umbili- "atus a 0820.200 Barnimhochfläche, Diluvum 35 Seite Barnstorf, Salzmoore . 261 Bartenstein, Litorinaschichten 691 Bas Dauphine, Pliocän 427 Beenae: Malmserölle 365 Tertiär . 361 Brkemidens Verwerfung . 657 Bayeno, Asınit . ...88 Bayrischer Wald, Graphit . 424 —_ — , Verwerfungen a 38l Bear Lodge Mountain, Lak- kolith 301 Beauregard, Axinit. 35 Beckingen, Oligocän . 367 Bedburg, Tektonik. . . 414 Beichlingen, Ober flächenform 338: Beienrode, pe merat 319 Beirüt, Dilsminn 434- _ " Dünensande. ; 437 Belchen, Kontakthof 19 Bellinzona, Gneis 123 Belstone, Nesaiı 35 Benther Höhenzug, Salzhorst 328 Berga, Feuerstein 320 Bergen, Geol. Aufnahme 714 ı Berghaupten, Carbon . 455 Berklingen, Salzmoore . . 261 Berlin, en des Dilu- viums a 631 —, Interglazial . 630 —, Miocän 45 —, Salzlager . 329 Berliner Haupttal . 617 Berner Alpen, Axinit. 34 Bersenbrück, Miocän . 204 Betler, Axinit ; 3% Bey Dach, Reisenotizen 412, 484. Biarritz, Tertiär. 131 Bibrabach, Erosion 401 Bielefeld, Tektonik D36: Biella, Axinit 38. Bilin, Cimolit 126 Bilker Berg, Endmoräne. 394 Billiers, Axinit . 34 Billiton, Bio Birgelen, Terrasse . 30 „Birket“- -Kuppe, Verwerfung 658 Bittersee, Ägypten, Faltung 422° Blankenburg in a Oberflächenformen . . . 312: Blankenhain , Oberfli ichen.- form . 390: ,‚ Oligoeän . 310: Dino s, Sumpftort 184 Seite Bleicherode, Zeugenberge 382 Bodenfeld, Kohlensäuerline 178 Bodenteich, Fichte, subfossil 171, 185 Bodmin, Axinit . Veghegs! Böge, Glazialfauna . 208 Böhmen, Carbon a — , Kreide er: 558, 563 , Pflanzenbesiedeluneg 120 - En eendes ..:927 Böhmerwald, Kare . 677, 678 Böhmische Mittelgebirge, Ge- steine . 285 Bokeloh, Bantsandsteine . 332 Bolano, Kraterseen \ 198 Bonin, Postglazialfauna . 225 —, Zone d. Planorbis umbili- cafıs . wa 260 Bonn, een 476 Borghorst, Endmoräne 388, 393, 396 Bork in Westfalen, Senon . 430 Borkenberge, Senon . . . 232 | Borkum, Grundrißform 28 Borneo, Gebirgsbildung . 201 —, Mioeän . 312 Bom, Oxfordgeschiebe . 152 ‚ Tektonik . : 612 Barttal, Alter 395 Bosporus, Devon 238 Bossendorf, Senon . 433 Botallackgrube, Axinit 34 Bottendorfer en Heraus- hebung . St _ — , Öligoein. '357, 385 — —, Tektorik 351, 366 ‚Bottnischer Busen, T’empera- turentwicklung Bourg d’Oisans, "Axinit . 2, 38 | Boxel, Endmoräne . Bracklesham Bay, Eocän 138 - Braderup-Kliff, Diluvium 81 Bramburs, Basalt Ä 174 —, Basaltzersetzung 180 Brandenburg, Banenz......20 —, Tektonik.. . . I OL Brasilien, Odontopter ya 308 Bredenbeck, Hilston . 554 Bredenmoor, Kiefernhorizont 182 Bredstedt, Plioeän . a) Breetze, Senon . 329 Breisgau, Vulkanismus 306 Breitenbrunn, Axinit . 28 Bremen, alte Täler 16 Seite Bremen, Fichte, subfossil 185 —, Salzlager . 114, 328 Brennheide, Endmoräne . 395 Bretagne, Axinit 34 —, Kontakthof . 19 Briest, Quarzkies 45 Brocken, Monadnock . 336 Brockeloh, Salzhorst . 328 Bruchberg-Acker, Silur 226,220. 456, 602 —, Oberflächenform wat — , Quarzit & 602 Brückseifen, Tektonik. 153 Brüggen, Horst . 414 Brühl, Terrassen 476 Buchsweiler, Tertiär 361 Burbach, Salzhorst . 328 Burfell, Lavaspitze 218 Burgberg, Mitteldevon 233 —, Oberflächenformen . . 347 Burgholzhausen, Altes Flubß- tal 2298 . Oberflächenformen 34 all, Porphyr 9.69% Burgstall, Vitrophyr e 212 Burgsteinfurt, Endmoräne 394, 395 Burgwenden, Oberflächen- Formen. re ee Burkersroda, Oberflächen- formen . 347 "Buttstädt, Oberflächenformen 347 ©, Cabane Chiroulet, Axinit 32 Cabo de Gata, Bimsstein 111 Cairascatal, Gneis . 723 Cairo, Melanopsisstufe 442 —, Diluvium. ä 432 > Cajamarca, Axinit . 39 ' Camburg, ne 332 —, Profil . SSL 349 Campaner-Tal, Axipit. 32 Canzei, Lias . . 2 720 Casa Llucia, Kor len 129 Cassine, Tertiär . 76350 Castel Gomberto, Oligocän v1 Castelloli, Alttertiär 130 ' Castel- ol, Tertär . . 1 Castle Mountain, Lakkolith. 304 Catalonien, Tertiär . u e,00 Celebes, alte Sandbrücke 2131 —, Goldgänge 194 —, Vulkane . 589, 665 Celle, Fichte, subfossil Chagny, Pliocän Chalanches, 'Axinit . Chanzıra, Kupfererze . Checker board, Pechstein Chiemgauer Alpen, Lias Chirbet es-Samra, Kupfervor- kommen 2.109 Chime du Cornillon, Axinit . Christianiafjord, Spätglaziales ‚; marines Diluvium a Clausthal, Hochebene . 338, Cleve bei Lübeck, Talsand Cleveland Dyke, Vulkanis- mus . Clever Kolesanı Talsand. Clos du Doubs, Lagerungs- _ verhältnisse . . 5 Cockfield, Kontuktwirkung ; Coesfeld, Kreide Col de Barran, Axinit. Collmberg, Silur . Colorado, Lakkolith ; Combe de la Selle, Axinit . Cönnern-Magdeburser Pla- teau, Salzlager | Conventer-See, lagerung > Conyun Dere, Jungtertiär Cormons, Eocän Cornwall, Axinit Cotentin, Tertiärkoralle _ Crandorf, Axinit Crazy Mountains, lithe . s Greek Mont, Pechstein Crefeld, Horst . . Creuzburg, Tektonik Cromer, Waldschicht . Czarnikau, Kulturschicht un- ter Dünen . 170, Litorinaab- a D. Daberas, Karooformation Dahomey, Eocän . Daller Moor, Fichte, subfossil Dammerstorf. Fichte, sub- fossil . oe Dina, Aulmeiem 5 —, Cyprinenton —, Glazialflora . —, Kälterückschlag 10,2% —, Kreide. 5 298, . Dänemark. Molluskenfauna . Dannemora, Axınit. ı Darensee, Kare . Darmstadt, Basalt . =, klioeen O0 Dartmoor forest, Axinit . Datteln, Senon 429, ı Dattenberg, Terrassen Dauphine, Axinit —, Pliocän Dax, Tertiär . Dbaje, Miocän . Deditzhöhe, Silur . . Deirmen Dere, phyllitischer Schiefer Deli-Tschai- Tal] Bpidoturalit schiefer . . Dendang, Billitonit ' Der er-Reisu, Pliocän . Derwisch Punar, Kalkstein . Deutsche Südsee-Inseln, Ge- steine. | Doutschland,B Binnenmollusken , Carbonfauna — , Klima der Postglazialzeit 99, 117, 123, 136, 143, 163, 190, 199, 268, 2 —, Pliocän ‚426, 427, Dentsch-Ostafrika, Graphit 5 —, Kreide . ; — Tertiär. | Deutsch- Südwestafrika, Dia- mantlagerstätten . —, Stratigraphie 1 Develikoi. Trachytglas 4 Devonshire, Axinit . Dienstedt, Pliocän . ı Dier sburg, Carbon . . ' Dietrichsroda, Oberflächen- formen ; Dillgebiet, Silur . Dingden, Miocän Dithmarschen, Kaolın ad Djagbati, Eocän Djebel Tedja, Phosphorit Djellad, a Kalk- stein . : , Djursland, Dromin Dobbertin, Tektonik Dobers, Tektonik . Dobritz, Felsitporphyr . —, Quarzporphyr 103, 205, ' Dockenhuden, Interelazial Dohlenstein, Tektonik Dollart, Senkung Dollen, Verwerfung Dollendorfer Hardt, Tektonik Donau, Terrassen | Dorm, Buntsandstein . —, Sattel . Dornburg, Präglazialterra asse Dorsten, Senon . e : Dossenheim, Quarzporphyr Drelsdorf, Braunkohle Dresden, Porphyr „Rotliegendes Dee Säuerling . Dronningestol, Tektonık Dülmen, Senon . . . 439, Dün, alte Landoberfläche 333, Dürrnbachhorn, Geolog. Auf- nahme Düsseldorf, Oberoligocän Dyngja, Lavaspitze Dyngjufjöll, Erhebungskrater E. Eastlondon, Alexandriastufe Ebersbach, Fruchtschiefer Ebersteinburg, Verwerfung . Eckartsberga, Alte Täler —, Finnestörung —, Oberflächenformen 332, 346, 3 Eckernförde, Postglazial . —, Spätglazialfauna 220, 257, Ecuador, Obsidian . Edomitergebirge , Praecam- brium Egge, Gebir esbildung . Egisheim, Oligocän 363, 364 Ehrenfriedersdorf, Axinit Eibenstock, Axinit . Turmalinschiefer Eichbers, Düne 34, 35, 62, Eichelberg, Axinit . Eichigt, Fruchtschiefer Eider, Pliocän Eimke, Fichte Bimsen, Terrasse Einhausen, Erosion Binseoel, 2.2.0... Eisenach, Talbildung . —, Tektonik . ns Eisenberg, Finnestörung . —, Oligocän . - Seite Eisenstadt, Tertiär . 53 Eisfeld, Flußrichtung . 395 Eisleben, Morphologie 334 Ekaterinburg, Axinit . 37 Elba, Axinit . 38 ' Elbe, Stromkurve DD DEA, 5 -—, Terrassen 9, 16, 17, 26 Elb-Travekanal, Diluvialfauna 697 Elbing, Litorinaschichten 091 Elbingerode, Oberflächenform 336 Oligoeän ! 176 | Elbniederung, Pflanzenbe- | siedelung 120 Ellerburs, Zeugenberge 382 > , Elm, Sattel Ro ; 339 | DI nor, Diluyialfauna 691 | ‚ Interelazial . & 695 I ‚Interelaziale Verwitterung 323 | Tertiär 45 Elsaß, Tertiär ; 366 | u nn 388 ı —, Terrassen . 15 , Zechstein . 344 \ =, Alben onen 312 Elze, Glazialdiluvium . 425 Eiimerleft Klıff,Br aunkohlen- toner 56 ‚ Interglazial . 323 Bios: Fichte . 170 Emsbüren, Endmoräne 390 Emsdetten, Endmoräne | 388, 393, 394, 396 et Axınit. NA. , Kreide 558 - Plioeän 428 Ephesus, Übertiefung d. Täler 465 Eppelsheim, Pliocän . . 428 Erdbeerkopf, Kontakthof 337 Erfttal, Tektonik 415 Erkelenz, Horst. 414 Terrassen . 30 rain Oberoligocän 059 Erstline, Erzgang REN2S Erzgebirge, Axinit . 1, 20 —. Oberflächenformen . 888 Esbjerg, Interglazial 687 Eschenau, Rotliegendes 441 Esperke, Bohrung . 330 Estland, Ancylussee 274 Ettersber R%, postoligoeäner Sattel N u 7388 Euganeen, Kontakt 306 Euphrat, Delta . 513 —, Oya + 512 “ F. Seite Fajumbecken, Pliocän . 431 Falkenberg, Basaltgang . 159 Falkenstein, Axinit 39 Falknis, Decken 08 Fallersleben, Salzlager 399 Faltenjura, Tektonik . 518 Farisbergkette, Tektonik.. 518 Fechttal, Oligocän . 303 Kederow, Wiıesenkalk . 225 Felln-Alp, Plattenkalk 717 Fenän, Kupfervorkommen 409, Fichtenau, Talsand Fiel, Kaolinsand 58 Filipstad, Axinit 39 Finkenseifen, Tektonik 133 Finne, alter Ilmlauf 396 —. Entwicklungsgeschichte EN , Oberflächenform 332 —, präoligocäne Landober- Hächer 2 223323425340. 350 —,.Störung 2. 349, 366 Fintel, Tertiär 329 Flachland, norddeutsches, Be siedelune 295 Fläming, Kryokonit 31 Flandern, Fichte 170 Fläscherberg, Decken . 08 Flechtinger eu He- bungslinie I 328 Flensburger Förde, Litorina- Ablagerung = .216 Florimont, Öligocin 363 Flörsheim, Cerithienkalk . 122 Föhr, Tertiär. ; 60 Bonlame du Caillet, Ami 34 Forstplateau, Oberflächen- form . 310 Frankenhausen, Oligoci ın 389 Frankenwald, frühere Muschel- _ kalkverbreitung Be 253 | , Oberflächenform . Be 319 —, , präoligoeäne Liandober- flächen .....824, 340 —, NV ergletscherung 323 Frankfurt a. M., Corbicnla- schichten . . 122 Fränkische Alb, Pilinzenbei siedelung 1) Franklin Furnace, Axinit 37 Frankreich. Axinit . 3l —, Perm Den = Pflanzeneinwanderung 104 Seite Frankreich, Plioeän . 427, 429 —, postglaziales Klima . . 109 Frankweiler, Oligoeän . . 365 Freiburg a. d. Unstrut, alte Landoberfläche . . 310, 366 Freiburg i. B., Malm . . . 365 Fremersberg, Triasinsel . . 659 Freudenstadt, Kare . . . 677 Friedrichroda, Verwerfungen 354 Friedrichsbrunn, Axinit . . 31 Friedrichshall, Salzhorst . . 329 kalas, Graben.) sm So mr 169 | Pliocan 2 Se | Fuldatal, Salzlager . ll, | Füllbach, Axmnit ee G. | Gaas, Oligocän . . BY) | Galgenhorst, Rotliesendes 441 Galiläa, Geologie an re AO | Gallata, Devon... WE 936 ı Gandersheim, Malm . . . 382 Garoet, Obsiıdıan 2.0 027777923 Garsebach, Felst . . . . 206 —, Pechstein 197, 108, 211, 699 ‚ Quarzporpyao 2 208 | Gareierdl Peolen Stö- rungen . RER, 1146 Garviel, Axinit RER | Gasterenboden, Trogtal RB (N ' Gaza, Eocän . . ee AA | rasen Halbinsel, es: 586 ' Geba, alte TLandoberlläche . 331 =, Schotter. 2 a 0. .. 898 ' Gebweiler, Oligoeän . . . 365 Gefell, Talbildung BR . 825 Gehren siehe Amt Gehren. Geldern, Horst . . : 414 5 , Gellap, Karooformaia 2.463 Georgsplatz, Omar 80, Üe- noman . B 381 Gera, Flußrichtung® 2 RR —, präglaziale . . ODE Gerbstädt; Morphologie Be enr. Gerde, Axinit 2.0 200 Gernsbach, Tektonik . . . 0639 Gernsberg, Verwerfung . . 647 Gerode, Cenoman . . . . 381 Gerolstein, Rumpffläche . . 316 Geschling, Alter der Erosion 393, 398 —,2Schotterzug. 2 2.2 2 Geyer, Axint 00 5 Seite Gießhübl, Kaolin . . Br: Gifhorn, Fichte, subfossil . 185 Gifhorner Moor, Brandlagen 159 — —, Grenztorf . . 182, 279 — —, Moorprofil . . . . 18 Gillersdorf, präoligocäne Landoberfäche . . . . 328 Balserbere Silun. . ........224 | Gladbach, Braunkohle . . 577 Glarner Alpen, Axinit . . 3| Glinde, Interglazial . . . 692 Glindow, Paludinen . . . 629 Goamus, Karooformation . 463 Göhlen-See, Diluvialkalk . 73 Goldene Aue, Bildungsge- schichte. . . 368 —— , Oberflächenformen 55 _ — , Oligoeän.. 2,816, 384 Goldenhöhe, Turmalinschiefer 29 Goldküste von Celebes . . 195 Golf von Akaba, Schollenbe- | wegungen . B 431: | — — Ismid, Schotter nun 46T | —— Proechio, unklar. 88 — — Suez, Entstehung . . 431 Golling, Trostal . . 082 Gommern, Birken-Kiefernzeit 274 Gomorrha, Bausiein - ..... 4836 Gorduno, Be... re Gele Assnd; . .eo.. 838: | Gorontalo, Vulkane . . . 194 Gösen, Verwerfung. . 350 Goslarischer Stadtfor st, ler 2 flächenform . 339 | Gossel, alte Pandoberllache 331 Gösselborn, Störung. . . 352 Goßlershausen , Flammenton 117 Gotha, alte Landoberfläche 331 Tektonik-. .... ' 393 Gotingklif, Bertlar.. :2.24.334.60 Göttengrün, Eluvium . . 322 . Götterfelsen, Quarzporphyr . 208 | Gotthard-Massiv, Tektonik . 69 | Göttingen, Buntsandstein . 527 | Grafenberg, Oberoligocän . 659 Gräfental, Oberflächenformen 324 Gran Canaria, Tertär . 49, 51 Grasdorf, Salzhorst . . . 8329 Graubünden, Tektonik . . 65 Greifenstein, Silur . . . . 226 | Greifswald, Litorina-Ah- lagerung SER U ERARSR 5 Eseiz, Beuerstein. ._..... 2..320 | — SE | Grenaa, Drumlins . Grenzberg, Düne Greven, Endmoräne 5 Grevenbroich, Tektonik . Griefstedt, Schotter Grimma, Silur Grimmen, Tektonik : Gronau in Hannover, Dilu- vium . EEE Groninger Honsrug, End- moräne . EEE Grönland, Fauna —, Limnaea truncatula Gropischken, Malm . . Großbreitenbach. Ober- flächenformen . . Groß-Drewitz, diluv ialesKalle lager . . Groß- Duneyken, Deckton 222, Groß- Geschwenda, Öber- flächenformen. . Br Groß-Ilsede, Salzhorst Groß-Neußelitz, Silur . Groß-Pöhla, Axinit Groß-W elsbach, Schotter” Großer Dollmar, alte Land- oberfläche . . Ware , Basaltdecke i er Winterberg, Kontakı- hof». Grobes Gifhorner "Moor, Brandlagen | — —., Grenztorf Grudscheiken, Jura Grünenthal, Interglazial . Grunewald, Paludinen Guben, diluvialer Kalk Guizze-Berg. Nephelinbasalt iz Postglazialfauna 228, ‚ Wiesenkalkfauna . 2 ss d. Planorbis umbili- De. : Gümüldur, Biotitandesit . Gunildrud, Kontakthof Gunong Tahan, on dugg. 5 Günthersleben, ee 3 Su Moorprofil 217, 257, ame ad. Planorbis Stroemi —, 2 Zone d. Planorbis umbili- calus . 159 182 148 324 629 12 164 300 259 260 486 19 202 306 298 258 260 a — H. Seite Haarburg, Zeugenberge 382 Haarhausen, Antiklinale . 353 Haazüerseegebiet,Quellmoore 223 Habichorst-Höfer, Salzlager. 329 Hachelbich, Erosionstal . 394 Haddorf, Endmorane LER 394 Hahnbere, alte Landober- lläches ae el = Basalt 82.0 7 22 16 Proßl 2 9 e022020 2109858 Schoiker =.,398 euere, Kontakthof. a Hainich, alte Landoberfläche 333, 334, 346 —, Entwicklungsgeschichte 365, 377 Hatnichen ssılun. 0... 2 571 Hainleite, Entwicklungsge- schichte. 22... 22.205. 3071 —, altes Erosionstal . 393, 401 —, präoligocäne Laändober- fläche 333, 346, 350 Halberstadt, Dinosaurier. . 271 —, Unterkreide . Ge slole) Halbmeı Axunu 20.0. 24 Haldem, Kreidefauna : 552 Halle a. 8., Terrassen 15, : 23, 24 Haltern i. W., Senon . 145, "433 Halys, Du... 58 —, 00a . nn alte Die 1 ‚interglazial 222... 9089 —, Waldtorf. 184 Hameln, diluviale Säugetiere 426 Hammerstein, Fischschiefer . 366. Hände, Graphit . 2.2. 24 Hangenbieten, Interglazial 629 Hänigsen, Salzlager . .. .. 599 Hannover, Braunkohle . . 122 2 Dislokationen a 0 ‚ Fichte, subfossil 170, 171 — spalzlager . 22.202 0222...116 Hansahlen, Oligoeän . . . 329 Harburg, Hebungslinie . . 28 Harburg-Rosengarten, Fichte 171 Hardt, Endmoräne . DIN. 2999 Härpstedt,.Richte .. ..... Ed Harrachtal, Gips . ..... 3422 Harras, Talbildune 295 Harzburg, Sıluer 2.2 2228 Harzgerode, Oberflächenforn 8335 Harzvorland, Löß . 270 —, Oberflächenform . . . 335 | Seite | Harz,.Antiklinalkern” . 207851 >, Axinit un, sn: 30 Re , Bruchbergquarzit 921, 457, 602 . Entwicklungsgeschichte . 368 — , Heraushebung 8376, 384, 403 —, Oberflächenform 306, 334, 340 —, P’ilanzenbesiedelung . . 120 Silur . 297, 457, 602 sell, Erosion . . 401 Hasenbure, Zeugenberge. 382 Hassan Badrik, Dolerit . 508 _ —, Melaphyrgestein ROT — Tschelebi, Aplit . .... 505 —_— — , Biotitandesit 806 _ _., felsitähnliches Mikro- klingestein 505 Hassenhausen, Oligocänkies 392 Haute Garonne, Axinit . . - 38 Hauteville, Tertiärkoralle . 136 Hedschazbahn, Eoeän.. 424 —_ Nalachmee: ey 2A Hedwigsburg, Salzlager a Heeseberg, Salzmoore. 260 Hehlingen, Salzhorst . . 328 Heide in Holstein, Kaolinsand 58 Heidelberg, Dosser 2.220090 Heidinha, Lavaspitze . . . 216 Heiliges Land, Geologie . 405 Heilsberg, Bohrung . . . 147 —, Litorinaschichten . . . 691 Heimburg, Senon . . ...... 974 Heinriebsburg, Axinıt. . . 31 Heisterbach, Tektonik 157, 158 Heisterbacher Tal, Tektonik_ 191 Helbe, Talbildung . 3 Heldburg, Basalt . .. . . 38 Helder, Tal Helenabrunn, Brauakal hle 576 Helgoland, Fauna . . . .. 204 —, Hebungslinie ee 5 Fock 2 20 0 ro =: Trias oa 0 ee Helluhraun, Hornitos . . . Herdubreid, Erhebungskrater 314 Hermannsburg, Fichte 170 Hermon, Jura 415 Herongen, Horsı 2.2 792 Herrenfähre, Glazialfauna 207, 208 Herrnalb, Tektonik 639 | Herrnwies, Rotliegendes . 649 Herste, Säuerling . 2.22.2709 Herzogenrath, Braunkohlen- quarzit 2. eg —, Erdbeben .: 416 Hessen, Braunkohle —, Dislokationen Hessles, Störungen. . i Hettstädt, Oberflächenform . Heydekrug, Kreide . : Hiddensoe, Tektonik . Hildesheim, Salzlager . 114, Hildesheimer Wald, Sattel . Hillersee, Salzlager Hillesheim, Rumpffläche . Hils, Endmoräne —, Kreide. Hiltrup, Endmoräne 389, 392, Himmelmoor, Moorprofil . , Zitterpappel . een junge Ver werlung Hinschenfelde, Interglazial . Hinterpommern,, Postelazial — , Tektonik . nRer —, Wiesenkalk . 228, —, Zone d. Pianorbis Stroemi Hinterrhein, Gletschererosion Hirschberg a. S., Eluvium —, Talbildung 325, Hirschkopf, Silur 5 Hlidarendi, Lavaspitze Hlinik, Sphärolith . ; Hobart (Tasmanien), Tertiär Hochberg, Verwerfung Hochdonn, Interglazial Hochfelln, Aufbau . Hochsern, Lias . Hochheim, Landschnecken - mercel..... De, Hochwald, Tertiär.. .. Hohenbudber g, Tektonik. Hohenfels, Salzhorst Hohensalza, Salzlager .. Hohleborn, Basalt . Hohe Rhön, Beziehung zur Werra . . Hohe Sonne, formen . . Hohe Ward, Endmoräne 401, Holland, Plioeän Holstein, Bohlweg . „ Dryaston . Ä Bin nom Interlazial.. Holungen, Cenoman 5 Holunger Knick, Cenoman . Homs, Pliocän i Hönningen, Terrassen . Hope-Lindwedel, Horst 397, ) berlachen 329, : 181 660 | 088 | 205 510 300 259 682 322 827 228 218 104 455 646 325 717. (21 122 362 414 329 114 344 ' Hoser, | Höxter, Jessenitz, Salzhor st Hörschel, Obertlächenformen Hörsel, Flußrichtung . —, Talbildung Plioeän Plioean 2: Diluvialtorf Säuerling. rose aborg, Erhebungskr: ater Hubenbere, Zeugenberge Hueleoat, Kontakterschei- nung. Hoven, Hugo, "Salzhorst.. Hülser-Berg, Braunkohle .. Hummelsbüttel, Interglazial ı Hundskopf, Basalt.. Hveen, Holzirimmersehichten 1(J9). Jabbok, Kreide . Jadebusen, Senkung Jaffa, Entstehung des Haiene Jap, Dioritschiefer . Jasmund, interglaziale Sen- kungen . —, Tektonik . Java, Obsidian . —, Vulkane . Ibbenbüren, Miocän Iberg, Zeugenberge les mer Senke, een ; Idumäa, Dh un ; Jelowaja, one Jr, Oberllächenfornen "308, ,‚ Oolith. RE Nermzesen : ei Han, embllandnndesn Jericho, Terrassen . ; Jerusalem, Kreide . Jerxheim, Salzmoore . Jeschil Irmak, saussuritischer Diabas _ — ‚ Uralitisches Serpentin- gestein Ioualada, Alttertiär Ilheu de Baixo, Tertiär . — de Cima, Tertüär ... Ilm, alte Landoberfläche . —, Flußrichtung —, präglaziale —, Terrassen ; Ilmenau ‚ Oberfli nein men —, Porphyr . 387, "326, & Seite 328 388 398 380 581 126 179 314 382 19 929 376 685 344 61 Seite Ilmenau, Terrasen . 111, 282 Ilmplatte, Oberflächenform . 308 tlsenbure, Senon ar 2 22374 —, Überschiebung . . . . 602 Indien, Kreide en 2 18298421 Innerste, Hochebene . . . 339 Inntal, Pflanzenbesiedelung . 120 | Inowrazlaw, Jura 3191 Inselsberg, Oberflächen- formen . . 329 Johanngeorgenstadt, Axinit. 27 | Jordangraben, Entstehung . 431 Jordantal, Diluvium . . . 452° —; Einbruch 2. 22.272460 =>, Eocanı. 2. Sr nee 32105 „Geologierter...202.202..405 * Pliocän Ser . .0...440 Joruile, Vulkanismus RN DIH Iris Delta 22.928 52518 Ischia, Trachyt 22 20 2022,.222.290 —,. Vulkanismus 2.0. .02.2.9293 Isergebirge, Bau .. .2.7293 Iserlohn, Culm. .2..057,23.9295 Island Erhebungskratere . 12 ‚Kauna > 686 — ae und Hornitos 214 5 Eipant 00000, 220,.02709 Obsidian . . 103 al Schotterhügel 2 A6L Israelsdorf, Talton=22.403..2.907 Italien, Ant REES =, Plioean. 2.2 2er 720.498 Itz, Flußrichtung . . 398, 400 Itzehoe, Interglazial . . . 687 Jüchsen, Mastodon . . . . 401 —,.Pliecan a, 0 8 m 85 407 Judäa, Diluvium . . . .. 483 Jungfernhardt, Tertär . . 155 Jütland, Drumlins . . . 22.406 K. Kahla,#Grabene 2 ,772350 =, Bektonike2 2 2. 228.560 Kahleberg, Malm .. . . . 382 —, Oberflächenform . . . 339 Kaiserstuhl, Vulkanismus . 306 Kalahari, Deckschichten . . 464 —, Wasserführung. . 465 Kalikoi, Porphyritmandel- stein... 5.2509 —. Saussuritgestein Sue 80) —, serpentinisierter Gabbro 508 Kalksee, Diluium . . . . 617 Kalten-Nordheim. Corbicula- schichten 3 Kaltohmfeld, Cenoman Kamerun, Eocän Kenpen alter Marschboden ,‚ Aufschlüsse . , Diluvium . — , Miocän : Kampanischer Golf, Vulkanis- mus . . Kamschatka, " Anodonta cygnea —, Perlit . Kandersteg, Trogtal Kapkolonie, Stratigraphie Kappenberg, Untersenon Karlsbad, Erbsenstein . Karmelgebirge, Basalt Käseberga, Senon Kasimbar, Sedimente . Kasr Antär, Jura Kassel, Oberoligocän . Kattnäse, Silur Katzenbuckel, Basalt . Katzenstein, Lagerg granit Kavak, Hornblendeandesit . Kavse, Augitandesit Keetmanshoop, Karooforma- one Kehdinger Moor, Alter Keitum, Sturmflut . . Kellerwald, Silur 227, 456, 672, Kempen, Oberoligocän —, Tertiär Kent, Zone der al cor Kerasunt, Tertiär Kerlingardyngja, Lavaspitze Kermelgebirge, Eoeän. . . Kerschken, Deckton . 222, Keschisch Dagh, Granit . Kesmek . Köprü, en phyrit . _— — , Nephelindolerit Kettenjura, Tektonik . Ketzin, Diluvium i Kherdek, phyllitischer Schiefer. . . Kickelhahn, Oberflächenfor- men Kidrontal, Terrassen Kiel, Fichte, subfossil —; Interglazial Ä Kielce, Devon . - 204 Seite 122 381 301 64 40 S1 46 293 104 083 467 142 251 420 563 199 415 638 228 94 380 491 491 463 102 40 601, 675 659 Kieler Föhrde, Fichte, sub- fossil . Seite | 185 _— „Litorina-Ablager ung 276, 308 —— , Moorbildungen Ä Kilauea, Schollendome Kilossa, Graphit Kimituria, Bleizinkerzlager- stätte 464, —, glasiger, koalinisierter Trachyt . —, Grauwacke Kinderhaus, Endmoräne 389, 397, Kinselsberg;, formen Kirchwalsede, Oligocän Kissitwi-Berg, Graphit Kitunda, Oligocän . Kiwusee, Gesteine . Kizil Dagh, Reisenotizen Klabat, Vulkan . Kleimisien, Geologischer Reisebericht —, Jungtertiär . j Kleiner Dolmar, Verwerfung Klein-Karben, Cerithienkalk Kleinsassen, präoligocäne Stö- rungen . Klein-Schwalg, Deckton 222, Kleinkems, Oligocän . —, Steinmergel . Klinge, Dryaston R Klosterholz, Unterdevon . Knau, Öberflächenformen —, Seenplatte Kniebis, Rotliegendes . Kniestedt, Ceratites . Kolind, Drumlins Kolind-Sund, Drumlins Kölleda, Oberflächenformen Kolmar, Oligoeän . . - Kölner Bucht, Tektonik . Kolophon, Reisenotizen Kolötta, Lavaspitze Kongsberg, Er,gänge . Königinstuhl, Tektonik Königshain, Axinit. . Königswinter, Tektonik . Köpinge, Kreide. . Koppenbühl, Oberflächen- formen . Körbiskrug, Rixdorfer Stufe Kos, namen, altdi- luviale Onerfachen Sud. 284, 215, 275 215 421 465 487 486 299 347 329 421 374 290 462 193 462 230 | 399 122 | : | Kujudschak, Schmirgel | Lolz; Graben 299 | 176 "366 366 | 269 602 314 313 648 98 406 406 347 363 153 | Kranichberg, Kösen, Oligocänkies Köslin, Postglazialfauna 228, Köstritz, präoligocäne Land- oberfläche . ER Köthen, Löß . I Kounova, Rotliegendes Kowala, Devon . . Krampwitzer See, Glazialflora Düne. —, Endmoräne . . Kranichfeld, Oberflächenform Kranzfontein, Karooformation Krebsbachtal, Quellmoore Krefeld, Oberoligocän . Kressenberg, Eocän Kreuzberg, Oolith . ı Kriensee, Muschelkalk Krim, Paludina . Ä Kritzemow, Moorprofil Kronach, Oolith . Krossen, Flußrichtung | Kr uglank en, Skaaleena 213, Krummendorf, Moorprofil 107. 148 Kuhberg, Kugelpechstein . —, Sphärolith 2 Oberflächenformen an, Tektonik Kurland, Untergrund . : Kütschük Han, Biotitandesit — Tschekmedje, Jungtertiär Kutzenberg, Tektonik . Kyffhäuser, Heraushebung 317, —, Oberflächenform 3 —, Oligocän . Se = selektonike: 351, 15% Laas, Talbildung La Balme d’Auris, Axinit Labiau, Malm . . Lac de Peyrelade, Axinit Lädikije, Nulleporenkalk Laki, Vulkanspalt . Lamstedt, Interglazial & Landau, Oligocän . 305, Langensalza, ‚ Schotter . 392, Langer Berg bei Gehren, Ent- stehung ur , Oligoeänkies 537, 58: Seite Langewiesen, Langula, Schotter . Ha Lapugy, Tertiär 55, 56 Laubenstein, Rät . . 721 Deren a DER Diluvium 1687 ‚ Dryaston [72,269,293 —-, Tektonik . E 611 in Pommern, Tertiär . 120 Lausitz, Hauptverwerfung 345 Lauterbrunnen, Hängetal 685 Lebbin, Tektonik : .. 610 Lehesten Bach, Talbildung 2925 Lehrte, Salzlager N) Leimbach, Salzlager geB: Leinetal, Diluvium . 170, 425 —, Salzlager . Ve l16 —.Nabtel 2%. Dr Leipzig, Silur eo Leipziger Bucht, Unteroli- gocän 321 Lenebour, Braunkohle DT. Lenham, Zone der /socardia CE 47 Lenkuktal, Snelmenne 223 Lenzen, Salzhorst 329 Leogra, Gesteinsgänge 167 Leisnig, Pechstein . 696 —, Vitrophyr . 701 Teimaiher Mikteldevon 2283 Letzenberg, Oligocän . 369, 366 Leuchtenburg, Graben 330, 359, 360, 361 — , Tektonik . 51») Leutersbachgrund, er fung . 200641, 094 Leutra, Oberen kenn 8309 Libanon, cretaceische Erup- tivgesteine 420 —, Diluvium . 49 —, Eoecän .. 423 —, Pliocän 431 Lichtentanne, Obertlächen- formen . . : 327 Lied-Berg, Braunkohle 576 Limbotte, Gesteinsgänge . 195 Limburg, Tektonik 2414 Limburger Becken, Miocän.. 474 Lindi, Graphit 421 Tertiär 5 369 or Lahendong, Vulkane 193 Linteler Esch, Endmoräne . 395 Linz a. Rh., Terrassen 416 Lipari, Obsidian . 105 Lippramsdorf, Senon . 433 Verwerfungen 354 746 Seite Lips, Litorina-Ablagerungen 276 Litzerbach, Talbildung 326 Löbau, diluvialer Kalk 77 Lobeda, präoligocäne Land- oberfläche . . 10) Lobenstein, Oberflächen- formen . ra Locarno, Gmeis . 723 Lopatken, Flammenton 117 Logquitz, Oberflächenformen . 327 Lörrach, Meeressand . 367 Lothringen, Oligoeän . . . 867 Lötschberg, Trogtal 683 Lötschental, Axinit 34 Lou, Gesteine 586 Louisiana, Salzlager 116 Lübeck, Artefakte . 275 —, Dryaston 172, 215, 269, 293, 302 —, Glazialfauna 206, 211, 237, 297 —, Litorina-Ablageruneen .. 276 —, postglazial . 2208 —, Spätglazialfauna 215, 257 Lüder, Durchbruch, am Ful- daer Graben . li, Lüdinghausen, Untersenon . 142 Lübtheen-Jessenitz, Salzhorst 326, 329 Luchon, Axinit . BE Luckenwald, Dünen 37 Luckmanier, Axinit 38 Lüderitzbucht, Diamantlager- stätten .. 468 —, Dünen. ee 464 Lugano, Vitrophyr . . 701 Lüdinghausen, Senon . . . 429 Lüneburg, Kreide . 550, 570 154, 158, 61 —, Präglazialmoor — , Salzvorkommen 326, 328, 334, 997 ‚ Tektonik . Re 611 — . Trias : 330 Lüneburger Heide, Fichte 170 u ‚ Ilmenau-Terrassen 282 — —, , Postglazialklima - 111 — —, Salzvorkommen IH. Lünen, Untersenon 142 Lustholz, Talton 12 2. 02.20220%7 Lütjenbornholt, Interglazial 694 Lütschine, Hängetal 685 Lutherland, Oxford 152 Lybische Wüste, Senon . 419 Lykaonische Senke, Ova- bildung . Bee. 92 Lyngdalsheidi, Lavaorgeln 277, Lyon, Pliocän M. Ma’än, Eocän Mäandertal, Rerendtizen Madagaskar, Eocän Madeira, Tertiär . Madüsee, Reliktenfauna 273, Magdala, Oberflächenform Maedebure, Kalktut . 271, —, "Löß Ba — Pfilanzenbesiedelung , Uferr and: ...-. 3 N: agdeburger Börde R Löß 1107282 Magnetenberg, Axinit. Mahenge-Bezirk, Graphit Mail de Soulan, Axinit . Mainz, Cerithienkalkstufe —, Senkung . Mainbecken, Pflanzenbesiede- lung . Mainzer Becken, Miocän.. — —., Molluskenfauna — —, Tertiär 3 Malatia, Reisenotizen . Malta, Tertiär a Mansfeld, Unstrutlauf.. . Mansfelder Mulde, Salzlager Mantelberg, Verwerfung . Maregrabowa, Glazialfauna 213, a7, Mariannen, Obsidian Marienburg, Litorinaschichten Marienwerder, Moor Marisfelder Mulde . Mariut, Diluvium . . Mar ksuhl, alte Landoberfläche Marmarika, Diluvium . 432, ‘ Maryland, Alttertiär Massassi, Graphit Masserberg, alte Dandoper fläche Mur, Quellmoore . ee , Terrassenfauna 222, 258, Zone des Planorbis umbi- his Matavanu, Lavaorgeln Maxhafen, Endmoräne Mazedonien, Priabona- schichten .. Mecklenbure, Dr yas '356, 12, Seite 218 497 Mecklenburg, Fichte, subfossil , Glazialflora . & Kreide. R Litorina- Ablagerung 2 marines Diluvium Miocän Moorprofile . Postglazial ,‚ Spätglazial ‚ Tektonik . NE: Medelser Tal, Axinit . Meiningen, alte Landober- fläche SR 331, , Flußrichtung Meilen, Pechstein Memel, Kreide —, Malm . Tas Memlpen. Synklinale . Menado, Vulkan Menschenfreude, Axinit Meppen, Endmoräne Merkur, Verwerfung Merseburg, Terrassen . Mertendorf, Oligocän . Meseritz, Miocän Messel, Trachytplatten 5 Mexiko, Vulkane 300, Mid Devon I Axt. 2. Mießi, Graphit I. NEN EN 205, 102, 205, Minahassa, Vulkan . Minden, Fichte . Sr Mittelbachtal, Verwerfungen 159, Mitteldeutschland, Terrassen Mitteleuropa, Postelazial- klima 5 Mittellohne, Endmoräne ; Mittelmeergebiet, postglazi- ales Klima . ER, Mittelrheinische Tiefebene, Entstehung ; Mittelsyrien, Diluvium ; Möen, Tektonik. 606, Mögeltondern, ? Tertiär Moghara, Pliocän Molare, Tektonik Moldauthein, Moldavit Molochshöhe, Salzmoore . Moltkeschacht, Salzton - Mono Craters, Obsidian 105, — Lake, Bimsstein 105, Montanvers, Axinit 609, 6 192, 5 Seite Seile | Mont-Dore, Dolerit 104 | Monte -Bolea, Rocan er Diez — Guizze, Nephelinbasalt 764, 166 —- Nuovo, Entstehung 294 | Mont-Serrat, Alttertiär 130. Monu-Fluß, Hocın 478 Monzoni, Asinit „=. 34 euro: Wiesenkalk . 225 ,„ Zone des Planorbis umbi- ans } ER ER2 00 Morbihan, At ee a Ra Morsumklif; Kaolinsand 47. 58 —;, Tertiär: ... . er de Mosbach, Interelazial . 629 Mossamedes, Eocän ra Motzen, Interglazial 236, 631 Mouton, rezente Meereskalke 197 Musharetel-Warda,Eisenerze 421 Mukorub, Karooformation 463 Mulde, Terrassen . . .. 15 Mülverstedt, Geschiebe 392 Mümliswiler Klus, Tektonık 523 München, Eisrandlage . 108 München- Gladbach „jungeVer- werfung . : 660 Mungo- -Fluß, Eocin . . . 501 Mnkmarsch, Aurusten? . 02,064 —,.Diluvium 020, 2.595281 | Münster i. W., Bohrungen 391 —, Endmoräne 381389, 992, 311,399 Münsterland, Endmoräne 387 Kreide. 553 Munserche Becken, Unter- senon . 141 Murstal, Tektonik : 20) Müritz, "Wiesenkalk 224, 299 , Tone des Planorbis umbı. eos 260 Müsen, Tektonik 724 Mwiti, Graphit . 422 N. Nahe, Carbon 442 Näherstille, Störungen . 355 Nahr el-Kebir, Nulliporen- Kalk 431 Nahr Zerkä, Rh ynehon. MOTA- NED < - 417 Namaland, Geologie 462 Namib, Deckschichten 464 Nantrow, Glazialflora . 269 Närke, Moore 150 | Seite Naumburg, Oberflächenform 309, 332 ..—, Terrassen: =... 2. Vals, Neckarbecken, Ptlanzenbesie- delung . . 2 , Neddemin, Quarzkies BR 2.0 Neeizka, Glazialflora . 269 Nennhausen, Paludinen 029 Neouvielle, Axinit. 00.2 ' Nesse, Flußrichtung . 388. Nesse-Tal, alter F lußlauf 392 Netteberg, Untersenon 142. 430 Netthöfelberg, Untersenon . 451 Netra, Tektonik . Netze, Kulturschicht unter Dünen . BER 2; Neuenkirchen, ee 388,393 Neue Silberhoffnung, Axinit 27T Neuhaus a. Rh., alte Land- oberfläche . : 319, 327 —, Basaltgang . a en 15% — , Eisenstein 178 Neuhof, Dünen IT Neu- mern, Gesteine 386, 388 Neu-Sanitz, Moorprofil 177, 182 Neuwied, Tektonik. 193; Notenieder Becken, Senkung 414 Terrassen New-Jersey, Arno 0 New South Wales, Perlit 10£ Ngambo, Graphit . . 421 Nieder-Häßlich ‚ Rotliegendes 526 Niederleis, Tertiär u ey Niederrhein, Braunkohle. 122 , Oberoligocän Br, —, Pliocän 427, 27 ‚ Tektonik . 2 A , Tertiär 576 Niederschlesien, Carbon . 455 ,„ Carbonfauna 442 Carbonilora . 246 Naonkars Fichte, subfossil . 171 Nienstedten, Interglazial . 689 Nierstal, Braunkohle h DIT el Einbruchszeit 460 ‚ Geologie . 405 . Pliocän 430- Niuafue, Schlackenkegel . 220 Nivelstein-Bilstein, Braun- kohlenquarzit . 984 Nizza, Gycloseris 137 Nordägypten, Schollenbewe- gungen . Nord menlka, Aginit, Sr Seite Nordcelebes, Aufbau . 138 eynlkanerı 0... .:.:989 | Norddeutschland, diluviale Brüche . ; 605 — , Diluvium . h86 —, Dünen DR, —, Moore . 143, 163 —, Postglazialklima 99, 117, 123, 136, 143, 163, 190, 199, 268, 280, 295 —, Salzlagerstätten 113 a Ferrassen. 22.2... .. 2 — , Trockenperiode 118 —, Wärmezunahme, post- elaziale : BER HLSG Nordfriesland, Plioeän . . 59 Nordhannover, Fichte 170 —, Salzhorste . . a 20) Nordharzrand, Salzlager : 116 Nördlinger Ries, Entstehung — —, Vulkanembryonen 299, 304 | Nordiohne, Endmoräne 390 Nordmarken, Axinit 35 Nordsee, Küstensenkung . 101 Nordwestdeutschland, Moore 143, 163 —, Pflanzenbesiedelung & 120 Normandie, Aximit . 34 Norwegen, Axinit 39, 36 Norwegen, Kare. Ä 678 _ , Kontakterscheinuagen 19 —, Pflanzenbesiedelung . 120 —, postglaziales Klima . 124 —-, Strandterrassen 114 Nusairiergebirge, Pliocän 451 Nusse, Dryaston 216, 257, 269, 274, 298 Oo. Oase Sıuah, Pliocän . . 441 Oberdollendorf, Tektonik 158 -Oberdorla, Geschiebe . 392 -Oberelsaß, Plioeän . 427 Oberfranken, Oolith N ©Oberharz, Alter der a 370 —, Fichte 2 zer: Slam; =; : 227 Dbexbof, Zechsteinblöcke 306 ‚Oberkatz, Basalt 176 —, Tektonik . 398 Oberrhein, Pliocän . 427 berrheinische Tiefebene, Terrassen dt 749 Öberrheintal, Pflanzenbesie- delung Oberritter sgrün, Axinit Oberschlesien, Carbon |, Carbonflora . IR) ' Ocker, Obornik, Mastodon Ochtrup, Endmoräne . Hochebene . Odenwald, Basalt Oberflächenformen Oderbanle, Litorina - Ablage- rungen . Odertal, Thüringen, Tektonik Odern, Axinit Oedesse, Salzhorst . Ofenkaulberg, Basaltgang Offlumer Sand, Endmoräne . Ohio, Allophan £ Ohlsdorf- Hamburg, subfossil . Ohmgebirge, Kreide 378, ‚381, Ohne, Endmoräne . "388, Okehampton, Axinit Öker, Untere Kreide . Oldesloe, Diluvialfauna Olfen, Senon . er Oelheim, Salzhorst . Olten, Tektonik . Olympos, Granit Ompert, Braunkohle 394, Fichte, ' Onsinger Klus, Tektonik 516, Oran, Gipsvorkommen Ordu, Tertiär Orla, präglaziale er Orlagau, Oberfllächenformen 312, Orlamünde, Oberflächenformen ÖOrontes, Diluvium . : —, Nulliporenkalk . Pliocän Be Gerdau, Fichte Oertzenhof, Glazialflora . Oese, Culm i ; Oesel, Buntsandstein . Osnabrück, Ceratites , Gebirgsbildung Osning, Sen 376, Tektonik . ser, Pegmatitgneis Ä OBmannstedt, Präglazialter- rasse . Ostafrika, Graphit . or tiär Osterode, Verwerfungen } 49 329, 3: Ostfriesische Inseln, Anlan- dung . Ösen, Dikaeın Ostpreußen, Glazialfauna 215, 25%.,230. ‚ Kreide BR ‚ Interglazial . er — Peer 205, 222, —, Tieferer a, 147, — - Trias Ostrau, Carbon . Ostsee, Postglazial . —, Senkungen Ostseeküste, kung. Ostseeprovinzen, Trias Otterwisch,. Silur Ottmarsbocholt, Eadmorine Ötzberg, Basalt . . diluviate Se nn P. Pahang, Gebirgsbildung . Palästina, Geologie Paleleh, Goldgänge Palkina, Axinit . Panades, Tertiär Panderkliff, Austern Pariser Becken, Tertiärko- rallen . - Paßwangkette, Tektonik . Pattensen, Hebungslinie . Paulinzeller Forst, Störung Persberg, Erzlagerstätte . Persischer Meerbusen, Mee- restemperatur 9 Perrier, Pliocän . Peru, Axinit . —, Perlit . : Petersberg, Tektonik . Petit Donon, Axinit ; Phlegr: äische Felder, Tr achyt —_ — nn eanmnsais , Phoeben, Interglazial 236, 1 18, Piacentino, Tertiär ; Pic d’Arbizon, Axinit . — de Gabanatous, Axinit — du Midi, Axinit Pico de Juliana, Tertiär . Piemont, Axinit ; Pillau, diluviale Senkung Pinnow, diluvialer Ki. Piz Alv, Tektonik . — Curver, Tektonik . 131, Seite Piz Grisch, Tektonik . 66 — Toissa, Tektonik . 65 ı — Valatscha, Aximit . 34, 38: ı Plauen, Feuerstein . : 320 Plauenscher Grund, Rotlie- sendes a 92, Plateau Lyonnais, Pliocin . 427 Pleismar, Oberflächenformen 347 Pobla de Claramunt a0 Alttertiär ; 131 . Podejuch, Miocän i Merle Polangen, Rußland, Trias . 729 Polen, Devon AN —, Tektonik . 05 Poleo- -Falgare, Bleizinkerz- Ei Sruber . = | 164 Polier, Dolerit 88, 174,119, 11022190 Poloma, Axinit BR 39 Poluschere, Porplyritmandel stein . 509 , Saussur itgestein 509 Bonner Glazialtlora 269 —, Kreide 570 ' —, Moore. 274 —, Spätglazial 302 —, submarine Moore . 276 ' —, Tektonik . 609 - Tertiär 120 | anne, Jungtertiär 230 Pörmitz, Seenplatte . . . 313 Port Elisabeth, Alexandria- stufe . . 502 Porta westfaliea, "Endmoräne 2389 Porto da Calheta, Tertiäer, 53 . — Santo, Il. Mediterranstufe | 43, 46, 163 Portugal, Kreide ter ' Poppendorf, Olıgoecän . 350 Posen, Drumlins 411 — , Mioeän 45 , Tektonik . 610 ass, Gesteinsgänge : 167 Pößneck, Oberflächenformen 312 Precista, Priabonaschichten . 134 | Pregeltal, diluviale Senkung 276: Premnitzer Berge, Paludinen 629 Prinz Adalbert, Salzhorst 328 Priwall, Süßwasserbildung 278 Probstzella, Oberflächen- 2 formen. en 327 ı Proecida, Obsidian . 108: —, Vulkanismus : 293 | Projensdorf, Glazialtlora . 269 gg Re 62 | 38 | Seite heine, Endmoräne 388, 394 Rheinisches Schiefergebirge, Buntsandsteinreste. . 316 — , Rumpffläche 316 —, Senkung . 470 —, Sılur ET RT > Tektonikeit sn 004 Terrassen Bee, Krane, Tektonik 413, 612 Rheintal, Molluskenfauna 200 ' —, Tektonik . 51 Rhön, Basalt . EL EE RO) —, Basaltbomben . . . . 706 —, Basaltwacke 250 —, Hebungen 399 —, Plioeän EA =; «Eektonik Haan tl Rhone, Axinit | —, Pliocän 427, 429 Rhume- Tal, Tektonik . 2.389 Ribeiro do Moledo, Tertiär . 48 — da Serra de Dentro, Ter- AR 49 Ricklingen, Moor se 183 Riechheimer Höhe, Iakkımik 385 Riedel, Salzlager 339 Riefensbeek, Silur . 228 Rienmeistersee, Paludinen b29 Ries, Artefakte . 118 Rieseberg, Buntsandstein 332 Riesengebirge, Gneis . 356 —- or ystallinischer Schiefer. 347 , Zinkblende im Granit 284 sale Lagengneis . 346 Rio d’Oro, Jungtertiär 301 Rippersroda, Pliocän . 427 Ritschenhausen, Erosion . 401 Ritterholz, Profil 398 Seite Prökulls, Jura 148 Punta dell’ Agnone, Axinit . Purmallen, Callovien . 148 | en Re 122. | Püttberg, Düne . . . 94. 55 3. 62 ulcnsen, Alttertiär 150 | ‚ Axinit. —, ‚ Op Biters.. 342 | Bit, Postglazial . 27.2062) — , Postglazialfauna 229, 300 | @. (uedlinburg, Kreidepflanzen 278 (QJuegstein, Verwerfungen 159 Quellenburg, Ceratites . 98 En alte Landoberfläche 310 | „ Oligoeän 5 366 —, präoligocäne Landober- fläche . 22290665367 Querfurter Mulde, ar 116 | Qurna, Artefakte RE 450 R. Rachelsee, Kar : 678 Rädschib, Eisenerze 2 421 Rahnsdorfermühle, Talsand.. Ramberg, Axinit 31 — ‚ Monadnock . 336 Rankhügel, Oberflächen- formen . . Sr 327 Räs el-Kelb, Mioeän 417 Rastenberg, alter Ilmlauf 396 —, Oberflächenformen 332 | Rathenow, Paludinen . 629 | Rättijje . . 413 zehn, Interelazial 324 Recoaro, Gesteine . . 165. 167 Rederangsee, Wiesenkalk 225 —, Zone des Planorbis umbi- licatus ee Regensburg, Verwerfungen 381 Reinhardswald, Erhebung 174 Reinhausen, Buntsandstein . 527 Remscheid im ae Verwerfung 162 Rennsteig, Oberflächenformen 328, 329 Rentwertshausen, Erosion 401 Rethem, Salzhorst . 328 Reurieth, Schotter . 400 Reykjanes, Lavaspitzen 214 | Rhein, Terrassen 29,30 Rochlitz, Lagergranit . . . 350 Rockau, Oligoeän . . . 350 Roda, alte Landoberfläche 342 . Oberflächenformen 311 Rodderbeig Hochterrasse 99, 30 Terrassen 476 Balken: Brandlagen im Bor Er Roggen, Tektonik . 923 | Rögle Klint, Interelazial . 687 Rohnbersg, Antiklinale 308 ' Rolfsbüttel, Basalt . 340 —, Profil . EAN IT —, Salzhorst . 332. 339 Römlinghoven, ar, 155 Ronca, Eocän 132 49* Seite Ronneburg, Oligocän . 320 —, Schotter . e 320 Ronnenberg, Salzlager 334 Rosenau, Axinit. 39 = Srrachye 162 Rosenthal, Sılur. 224 Rosita Hills, Pechstein 104 Roßberg, Basalt. : 93 Rostocker Heide, Moortorf . 274 Rotenburg, Tertiär. . . 329 Rotes Klıttf, Ber 5 323 — —, Tertiär Sell) Rotes "Meer, Einbruch 431, 432 —_ Einbruchszeit . .. 460 — —, Meerestemperatur . 259 Rothau, Axınli -. 42 Rothenfelde, Salzhorst. 328 Rötifluth, Tektonik . 918 Rott, Braunkohle 0 0070 Rüdersdorf, Diluvium . 34 —, Dünen . 273 ‚ Tektonik . S 610 —_ , Trias und Diluvium . 617 Rudolstadt, Flußrichtung 388 —, Oberflächenform 310 Rufach, aa 364 —, Oligocän . E 2.0966 Rügen, Küste 278, 304 —, Tektonik . 21008 Ruhla, Geschiebe . . . . 392 Ruhrgebiet, Carbonflora . . 246 Rukkäd, Lava art 459 Rumänien, Salzlager 116 Rurtal, Bektonik E22 2,2475 Rußland, Axinit . 37 —, Pflanzenwanderung 104 —, Trias . . 7129 Rütschük Han, Augitandesit 503 S. Saalburg, Glazial, angeb- liches BE 322, 323 Saale, Flußrichtung e 388 —, Terrassen . 14, 26, 29 Saalfeld, alte andoberläche 319 —, Flexur 384 E " Graben 5 330 —n Deren a, 312 —, Terrassen 193 93, 24 —, Zechstein . . . 844 Saalplatte, Oberflächenform 308 Saar, Carbon 442, 445 — , Oligoeän . 367 Seite Saarrevier, Carbon . 455 Sabandscha, Schotter . 467 ı Sachsen, Axinit . 1 ı —, Endomoräne 3859 ' —, Granulitgebirge 350 —, Kreide U 558 „ Naosaurus 526 —, , Pechstein s 205 | — , Pflanzenbesiedelung il) | Sachsenburg, Oberflächen- formen . . 14.332 | , Unstrutdurchbruch 365, 390 Sachsenburger Pforte 333, 350 ‚ Durchbruch der Un- a : 394 Sachsenlücke, Aber 390 Sachsental, OhmEeb ze > Oe- noman 381 Sächsisches Mittelgebirge, Granulit 353 ı Safien, Tektonik 69 | Sahara, Jungtertiär 501 Kreide 803 Shen, Obsidian 588 Salzachofen, Gletschererosion 682 Salzbergen, Endmoräne 388. 9 393 Salzgitter, Ceratites 98 Salzwedel, Salzhorst 328 Salzungen, alte Landober- fläche > 332 —, Flußrichtung 398 —, Salzlager . 343 Samaria, Geologie . 407 Samoa-Inseln, Gesteine 587 Samsun, Dolerit 3 490 San Giovanni Ilarione, Eocin 132 San Pablo, Axinit . eG) Sandrup, Endmoräne . 394, 397 Sandwich-Inseln, Gesteine 587. | Sangonini, Oligocän 132 S. Bovo, Priabonaschichten 376 St. Andreäsberg, siehe An- dreasberg St. Christophe, Axinit 33 St. Georgsberg, Interglazial 324 St. Goar, Terrassen .. 476 St. Gotthard, Axinit 34 St. Just, Axımte 34 St. Paul-Trois-Chateaux, Jungtertiär 50 St. Stefano, Jungtertiär 231 Santa Maria, Axinit B23> —_— -, Canaren, Tertiär . 63, 64 Seite Sao Vincente, Tertiär . 46 Saron, rote Dünensande . 437 Sarstedt, Salzlager 329 Sassenberg, Fichte, subfossil 185 Saßnitz, Tektonik . .. 605 Sauerland, Oberdevon . . 223 Savoyen, Axinit SI et! Sawaü, Lavaorgeln . . . 216 —, Stricklava 587 Schafberg, Lias . . . 720 Schaffhausen, Artefakte 118 Schamser Tal, Tektonik . 65 Scharrachberg, Oligocän . 365 Schatzlar, Carbonflora . . 245 | Scheep Mountain, Lakkolith 301 Scheiben-Grobsdorf, Verwer- fung . 351 Schio, Nephelinbasalt . 164 Schlageberge, Dünen . ie Schleiz, Obertlächengestal- tung . ; 313, 314 Schlema, Granitstock . 26 Schlesien, Axinit 38 Schleswig-Holstein, Dry aston 1712, 269, 293 — —, Förden 276, 303 — —, Interglazial . 1089 — —, Interglaziale \ erwitte- rungszonen . DEIN — —, Küstensenkung 101 —_ — , Spätglazial 302 Schletta, Felsit . 206 Schleuse, Erosion 400 Schlutup, Glazialmollusken- fauna . 207 Schmalkalden, alte Landober- fläche 332 Schmiedeberg, Gneis . 357 —, Magneteisenerzlager . 347 Schmiedefeld, Oberflächen- formen . 2 327 Schmölln, Schotter 320 Schmücke, Entwicklungs- geschichte Ä 365, 377 —, Morphologie 332, 395 —, Oberflächenform en —, präoligocäne Landober- tläche SATA Ba0 Schneeberg, Axinit 22, 25 Schneidgraben, Erosion 394 | Schneidtal, altes Erosionstal 394 Schneverdingen, Oligocän 329 Schönau, Silur 229, 224, 613 Schönebeck, Salzton 255 | Seite ı Schonen, Kreide 553, 556, 558, 569 —, Tektonik . ; 5 612 Schönewerda, Oligocän 367 Schönmünzach, Rotliegendes 648 Schonungsberg, Düne . 3 Schöppenstedt, Neocom 554 Schorfheide, Dünen 212232; Schottland, carbonische Vul- kaner ze: 307 —, Oxford 192, —, Pechstein 104, 109 Schrecke, Oberflächenform . 332 > | —, präoligocäne Landober- fläche 347, 350 ı Schroop, Glazialtlora . 269 ' Schulau, Waldtorf . 184 ' Sehüttorf, Endmoräne . 398 Schwäbische Alp, Besiedelung 118 ı — —, Pflanzenbesiedelung . 120 — —, Vulkanembryonen 295 ' Schadowitz, Carbonflora . 245 ' Schwarza, Flußrichtung 388 Schwarzenberg, Axinit 22, 26 | —, Ohmgebirge, Cenoman . 381 Schwarzenfels, Basaltbomben 706 Schwarzrand, Stratigraphie . 462 | Schwarzwald, aan 696 ' —, Kare 10: @ berflächenform 316. ge " Pliocän 475 , , Tektonik . 639 ' Schweden, Alluvium 163: ' —, Aufbau der Moore 161 —, Axinit.. : 5p) —, diluviale Senkung. 22.208 — , Gletschererosion 681. 685 —, Haselnuß 126, 178, 285, 294 —, Kreide 550, 557, 558, 569 —, Molluskenfauna : 203: | Tektonik . . 615 nenne Oberflächen- formen en 009 Schweiz, Axinit . 34 —, Greis . 722: —, xerotherme Ponode 127 Schweizer Jura, Malm . . >65 {-, Tektonik 516 Schyn, Tektonik 63 Seiolu, Tertiär 56 Scopi, Axinit. 38 Sebstrup, Endmoräne . 407 See von Sabandscha, Bat: stehung . 467 Seeberg, alte Landobertläche 331 Seite | Seeberg, Tektonik . 355 Seehals, Fichte, subfossil 185 Seeland, Drumlins . Zul Seeretz, Talton . 207 Seesen, Verwerfungen . 31 Segeberg, Gipshorst 330 Seine-Bank, Dolomit 255 | Semmelsberg, Quarzporphyr 208 Sendenhorst, Endmoräne DON, DE, 29) Senegal, Eocän . a Senftenberg, Diluvium Selbach, Verwerfung 6441 Selbitz, Oberflächenformen 324 Seleucia Pieria, Diluvium 434 Selm, Untersenon 430 Selvagem, II. Mediterranstufe 43, 163 —, Tertiärfundorte Be! Selvogsheidi, Lavaspitzen 214 Seppenrade, Senon. 429, 431 Serra de Dentro, Tertiäir 48, 53 Sibirien-Ost, a: 2.204 Sidon, Entstehung des Ha- fens 220,482 Siebenbornskopf, Talbildung 326 aa Salzstöcke 600 Tertiär 2250,90 Siebengebirge, Braunkohle . 577 Tektonik . . 153 and Tektonik, Erz- gänge . 125 Siegfried I, Salzkonglomerat 319 Siesmundshall, Salzlager 334, 335 Sierck, Oligocän lo Sierra de Cabo, Perlit 702 Silkeborg, Endmoräne 406 . Sinai, Diluvium .. 453 —, geologische Aufnahmen 406 — ‚ Mediterranablaserungen . 431 Sinelairs Island, Oberoligocän 464 | Sivas, Profil . 479 Skagerhultsmosse, Bult- streifen . : 3 150 Skalanova, Relssmanibnen 5 465 un Ancylussce 274 , Gletschererosion 685 , Litori ina- SEUnns : 283 , Moore . 112 Nds marina 126 —, Pflanzeneinwanderung 104 —, Tektonik . 0619 —, Wärmezunahme, post- glaziale . ,59186 DV} IL | | Sadliefn ve d Rhön, Skellisches Becken, moore . : Skjaldbreid, Hornitos . Smyrna, augitreicher Leueit- tephrit 3 — Biokde, — , biotitführender andesit . . —, gequetschtes, kleinkörni- ges Konglomerat —, Reisenotizen ü Sodenberg, Basaltwacke Sokoto, Eocän : Solling, Basalt —, Störungen Solothurner Jura, Tektonik . Sömmerda, Flußrichtune Sondershausen, alte Dand- oberfläche . Be s —, Erosionstal . —, Finnestörung —, Muschelkalk , Tektonik 5 Quell- A git- Tek- tonik . ER ae Sonneberg, Axinit . Soputan, Vulkan Spechtshausen, stem ee Sparnberger Talbil- dung . - 2,0920 Sperenberg, Salzvorkommen Spessart, Oberflächenformen Spitzbergen, Fauna Splügen, Tektonik . Re Sporneiche, Trachytplatten . Sprakel, Endmoräne Sprenge, Dryaston 216, 257, 269, Stade, Hebungslinie , Interglazial is Stadt Remda, Oberflächen- form . —_ —, Oligoeän“ Sulza, Oligocänkies Kugelpech- Bach, — Worbis, Cenoman . Städt. Dittersbach, Gneis Stahlberg, Tektonik Stambul, Devon. Stapelholm, Pliocän Staßfurt, Salzlagerstätte . Staufenberg, Verwerfung. . Steben, Oberflächenformen . 2,0 South Dakota, Lakkolith 304, Seite 223 218 488 487 488 485 462 250 ln 174 345 516, 388 339 393 345 399 35l 341 27 665 303 696 327 329 316 686 66 95 389 298 328 688 39 310 3832 38l 394 724 238 60 621 647 324 Seite | Sbeidum- Bucht, Tuul .. „753 Steinförde, Salzhorst . . . 328 Steinhorn, Silurfauna 222, 224, 673 Steller Moor, Fichte subfossil, 185 | Stenzelberg, Andesit . . . 162 Sterimorkill, Axinit ..... 87 Stetten, Meeressand . . . 367 Stever, Untersenon . . 430 Stollberg, Obertlächenform .. 839 SapenaBole......2....0.21381.: Strangenberg, Oligoeän . . 366 Strehlen, Plänerkalk . 557, 563 | Striegau, Axinit. . . 38 Stubbenkammer, Tektonik . 605 Strytur, Lavaspitzo . 214, 218 Buchtelms Horst‘... . 581 — , Oberoligocän See, .. 659 Südafrika, Karoofornation 469 Quartär: : 20 lamsiika, Alttertiär 2.508 —, Axinit. . 89 Südbayern, Pflanzenbesiode- une 120 | ' Tautenhain, Oligocän . Sudenburg, Kalktuff . 971, 302 Süderstapel, Interglazial 324, 693 | —, interglaziale Verwitterung 325 Süditalien, Gesteine . . . 290 | —, Vulkanismus . 300 Südharzrand, Salzlager eo Südkarolina, Phosphat- Südlohne, Endmoräne . . 390 Südrußland, u ssrpb en 104 Südsee, Obsidian . . 586 Südtogo, Eocän. . . . . 478 Suez, Tertiär. . Ed Suezgolf, Entstehung . 431, 432 —, Küstenterrassen. . . . 435 Sufers, Kektonik : ...:....2. 09 | Buhl Borphyr .;. . 0. ..697 | BulzaeniBalenge .... . = ..390 SulzbadOlieocan . . 2 ...208 Sumatra, Gebirgsbildung . 201 Sundgau, Oligocän. -. . . 265 | Sültenberg, Salzmoore . . 261° Sumalatta, Goldgänge . . 195 Sundaarchipel, alte Land- | brüche . . oh Suretta-Massiv, Tektonik 60, 67 Swakopmund, Dünen . . . 464 Swinemünde, Zitorina-Ablage- un gehn 276 Sylt, Diluvium a 81, 326 | | | | | | & | _, geologische Beobachtungen 410 | Sylt, Interglazıal an Diluvium uses : u ri » Pliocan ger .. 480, —, Sißwasserplincin | Ki, lan) Senon br Tabarz, Tektonik Tabligbo, Kocän Tafeljura, Tektonik Tahua, Eocän Tambo, Tektonik j Tanga, Pecten Vasseli Tanne, Profil. RE ALS Tannroda, Sattel 2.2.2359, Tarantschun, Tektonik Tasmanien, Limurit —, Permo-Oarbon . —, , Tertiä ar ı auhardt, Oberflächenformen Taunus, Axinit 5 Tavistock, Roamk: Tegher Han, schiefriger Ophi- ealcit. . Teichel, alte Lemelelhenläche Tellerhäuser, Axinit Teneriffa, Obsidtan schichten . . 497, 5022\ Tepe Han, Erzgruben . — — Maden, Variolith . Tera, Devon . i Tessin, Gneise ER Testorf, Moorprofil tl, Teutoburger Wald, u bildung (os khals Wekrosik eo Tharandt, Kugelpechstein Tharandter Wald, Ba ; Theben, Diluvium . Thieberg, Endmoräne BhiedesboB..r a ntaeres:: — loßdlauna 0 02 2 202% Thierschneck, Verwerfung | Thorn, Mastodon Thum, Axinit _ Thüringen, Löß . —, Pflanzenbesiedelung — , Pliocän ‚Ob Sl icheniorm Tektonik . Thüringer Grenzplatte, Tek- tonik . h ; Seite | De DR: Katzenauge 39 ' —, Axinit. : ne | anasl- -Platendorf, Grenz- torf 182, 27% | Triebischtal, Beh 106, 108, 207, 211, 703 ı Triptis, Oberflächenformen 312,313 aan Seite Thüringer Wald. 340 — —, Oberflächenform 306, 313, 340 — —, alte Landoberfläche . 343 — —, Felsitporphyr 212 — —., Granite, Oberflächen- form . . 242.986 —_ — , Heraushebung . 403 — —, Porphyr . 097, — —, Randspalten 394, 384 Thüringisches Schiefergebirge, präoligocäne Landober- fläche Re . 924 Tiberias, Eocän . 423 Tiberiassee, Diluvium . 453 —, Pliocän 440 Tienberg, Salzhorst 328 Tigris, Delta . 513 Tilsit, Malm . 147 Tinnum, Tuul 33, 94 Tirol, Axinit . 34 —, Talbildung 326 Togo, Eocän.. . 0418 Tokad, phyllitischer" Ton- schiefer . 5 495 —, saussuritischer Diabas 495 —, uralitisches Serpentinge- stein. . ae Tominibucht, Aufbau . 196 Tondanosee, Erdbeben 393 ‚ Vulkane . 193 Torden, Miocänton 60 Tonga - Gruppe, Schlacken- kegel. . 220 Tönisberg, Braunkohle 586 Tonna, Schotter. 392 Tönnish: äuschen, Endmoräne 389, 397 Töppeln, Zechstein . dl Torre de la a Liparit- gesteine . VS Toscanien, Suffioni. 3 3 Tostedt-Harburg, Fichte . 170 Totenberg, Muschelkalk . 359 Totes Meer, Asphalt . 421 — —., Diluvium 452 =. ,,Geolouer 405 — —, Petroleum RL 20 — —, Praecambrium . 408, 409 Totok, Golderzlagerstätten . 194 , Oligocän : 5 194 Tonsmenll Stratigraphie 467 Trave, Artefakte :=.27D Trechtlinghausen, Terrassen 476 .Trölladyngja, Hornitos 218 Tschakwa, Augitumbildung . 126° ' Tscham Dagh, Arkose 489 — —, Devon 510 -— —, Reisenotizen . 467 Tschamly Bel, felsitischer Orthoklasporphyr 498: — —., Leucitbasanit .. 499 — —, Malaphyrmandelstein 499 — —, Serpentin 496, 498 — —, Uralitaphanit EL — —., Uralitdiabase 497, 499 — —, uralitischer Melaphyr 500 Tschengel Boghas, Epidot- hornblendeschiefer . . 493 — —, Melaphyrmandelstein 495 — —, uralitreicherSerpentin 493 Tschiftlik Tschai, Kalk-Mela- phyrbreccie 508 Tunis, -Kreide= - © 2 0 22 0354 —, Phosphorit .. 482 Tur chal, epidotisierter Mela- piye- 494 —, organogener Kalkstein . 494 Turin, Tertiär 55, 56- Tuzla Han, Salzsee ee AR Tyrus, Entstehung des Hafens 435 U. Uckermark, Tektonik . 611 Uehrde, Salzmoore . Eh Uetersen-Glinde, Interglazial 088° Uhlweiler, Oligocän 362 Ulugurugebirge, Graphit . 421 Ummer, Braunkohle 378 Ungarn, Axinit . Br, —, Pflanzengruppen 104 —, Salzlager . 116 —, Sphärolith . 104 Unstrut, Dislokationen 333 — , Durchbruch . 2.865 —, Flußrichtung 388, 390: ‚ Terrassen 3: le Enierbreizb.eh, Basaltgang . 34 Unterelsaß, Petroleum- schichten 366 Seite 502 340 Prierharz, Bruchbergquarzit ‚ Oberflächenform 334, aa Wachtnitz, Kugelpechstein 106, 209 —, Sphärolith 703 Wadi Abu Rimf, Turon . 384 — ‘Arabah, Eruptivgesteine 409 —, Profl - . . 31T Unterlüß, Fichte 170 —,—, subfossil . 185 Untertrave, Förde . . . 277 Unverhofft Glück, Axinit 27 Upland, Axinit . 36 Urschelauer Ache, Trias 719 Urspringen, Tektonik . . . 341 V. Valdagno, Gesteinsgänge 168 Valdarno (siehe Arnotal) 429 Val di Genova, Trogtal . 684 Vallee de Lesponne, Axinit. 32 — de Saleix, Axinit 33 | Veile-Fjord, Drumlins.. 411 Venetien, Eoecän. 132 Verden, Salzhorst 328 Vernis, Axinit 33 Vesuv, Lava . 290 Vettweiß, Miocän 2218 Via Mala, Eier chererasion ..682 Vicentin, Basaltgang . . 164 Viersen, Braunkohle 376, 579 ame... 05.0... 414 —, Oberoligocän 659 Viezzena, Trias . Ze, Vogelsberg, Basalt . 93 Vogesen, Axinit. 41, 42 —: Re 677, 618 —, Morphologie . 316 —, Plioeän 475 —, Tektonik . 657 Vostland, präoligocäne Land- oberfläche . 324, 340 —, Oberflächenform 319 Vordereifel, Vulkane . 476 Vorderrhein, Axinit 34 -Vorgebirge, Tektonik . 414 Vorland des Harzes, Lagerung der Kreide . 380 Vorwerk bei Lübeck, Glazial- fauna. 209, 210 W. Wachsenburg, Antiklinale 353 I S\WV arnemünde Ä Wadi el-Baha, Eocän . el-Hesi, Kupfererze Hauaschieh, Turon Mor. Turon euer} Saramudsch, Cambrium . — —, Praecambrium . 409, W albeck, Salzlager Waldeck. bei ee, Oligocän Walldorf, alte Landober- tläche Fr = Wallis, Pflanzenbesiedelung . Walsrode-Syke, Fichte Waltrop, Untersenon . . Warkotsch-Gang, Basalt- säulen Brk Warmeloh, Bohrung Litorina- INK lagerungen . . Warnkersee, Wiesenkalk . Warthbe. Dünen . b Wasungen, alte Landober- fläche . s 5 Basaltdecke : : Wechselburg, Pair —, Vitrophyr Weetzen, Salzlager.. Weichsel, De 5 Weichseltal, Locnsechichen Weida, naaichen mmen Zechstein . et ee, Tektonik Weimar, "Flußrichtung Weingartental, Alter . Weißenburg, Oligocän Tertiär W eißenfels, Flußrichtung. Terrassen . W eißenstein, Mecnalk W eitisberga, Kontakthof . Wenningstedt, Aufschlüsse . —, Diluvium —, Hauptmoräne Pertianr ae Werder a. .d: Sal glazial : 3 Wermland, Ni \ Werningerode, Kreide Werra, alte Landoberfläche . —, Erosion Werratal, Zechsteinsalzlager 113, Weser, Fichte, subfossil . , Terrassen ; w estafrika, Eoeän . Ink 171, fe 7.0. Seite | Westalpen,. Pflanzeneinwan- derung . 104 Westarabien, Geologische | Aufnahmen . . 406 Westeregeln, Lößfauna 272 Westerland, Hauptmoräne . $2 —, Miocän 5 46 , Sturmflut. 40 —, Tuul . : 53 W estfalen, Carbon : 443 —, Endmoräne . . 987 —, Fichte, subfossil 185 — , Miocän 202 —, Obersenon a. Sau —, Untersenon . 141, 429 | Westpreußen, Flammenton . 117 | —, Glazialflora . . 269 | —, Kreidegeschiebe 544 | —, Spätglazial 302 | —, Tektonik . 610 ı —, Untergrund . 147 | oz Diluvium . 596 Terrassen er A TE sn. Corbiculasande a 12a:| = , Pliocän 427 | , Tertiär ; 635 | Weinen Endmoräne . 393 Weyhausen, Salzhorst . 328 Wiehe, Unstrut . 391 | Wien, Terrassen . 2 Wiesenthal, Axinit . 22, 28 nz Erdölvorkommen DT ,‚ Salzhorst . 328 —, Salzlager . 999 — " Steinförde, Salzhorst . 330 Wildungen, Schuppenstruktur 604 Wilhelmshagen, Dünen 273, 34, 62 Windebyer Noor, Postglazial 206 — —, Spätglazial 220, 257, 299 — —, Zone der Planorbis rana 5 A) =. None de Planer hi oeoting ; 260 Winkelberg, Cenoman 38l Winsen a.d. Leine, Hebungs- linıe . 28 Wintermühlenhof, or werfungen . 199. W: inzenheim, Oligocän 363 Wipshausen, Salzhorst 339 Wismar, Litorina - Ablage- rungen . ; 276 Wittes Kliff, on Wittmoor, Bohlweg 184 | Seite Woitfick, Moormergel . 229, 300 — Zone der Planorbis umbili- COLE 2 3 260 Wolfenbüttel, Fichte . . BO Woltersdorf, Diner 273, 34, 62 Worbis, Cenoman . "381 Wormtal ‚Braunkohlenquarzit 584 Wörth, Tertiär . 362 Wunstorf, Salzhorst . 328 Wurmberg, Kontakthof 337 Wurstberg, Verwerfung . 654 Wustrow, Salzhorst 328 Wurzbach, fragliche Grund- moräne . 323 ,„ Lamprophyr verwitterung 322 Wär zburg, Ooide 252 —, Triassedimente . . 253 Wyoming, Lakkolith . 301 N: Yellowstone National Park, Gesteine 289 —_— — , Obsidian { 103 _ , Rhyolitperlit 104 2. Zackenzin, Tertiär . 120 Zaghal Dere, Serpentin 503 — Han, glasreicher Andesit 502 — —, vulkanisches Glas 501 — -—-, zersetzter Augit- andesit . 502 Zahle, Pliocän . 441 Zeche „Nachtigall“, Dirt torf= = 2436 Zeigerheim, alte Landober- fläche BE = 810 Zeijatin, Lava 459 Zeitz, Schotter . . 320 Zellerfeld, Oberflächenformen 338, en Zettlitz, Kaolınaa 2 > 124 Zeyern, Muschelkalk . 253 Ziegelroda, Buntsandstein 367 Ziegenrück, Culmmulde . . 344 —, Öberflächenformen 312, 313 Zigeuner, Axinit EL Zinnwald, Gran ee 5) Zinola, Tertiär 58 Zlottowo, geologische Orgeln 27. Zuidersee, Senkung 102 Zwickau, Vitrophyr 701 Sachregister. Die Seitenzahlen der Monatsberichte sind kursiv gedruckt. A. Seite Abbruchslinie, Schwarzwald 639 Abrasion 7) Abrasionsfläche, hüdersdorf 618 —, Thüringer Wald el Abrasionsterrasse, Ostafrika 369 Abräumung durch die Glet- scher. . 675 Absarokit . . 2.94 Er ehochomit- Barakıl tzeihe 7. 28 Abschluß der Moorbildung =2150 Abschwemmassen, Leinetal . 596 Abschmelzen des Landeises 294 Acanthinula aculeata . 220, 259 — lamellata 220 Acanthoceras footeanum 380. 384, 386 allontele =. 2.2. ..0.20°2.386 — meridionale ISO — — var. africana . >80, 386 Er re 381 Achenschwankung . 118 | Acheuleen . 451, 452 | Acme polita 221, 227, 259, 264, sol | Seite Nie er: k Ra Aleetryonia ana 547, 559 uch 110NSe. 547, 559 — plicatula var. germanitala 63, 93 — — var. taurinensis . 63, 93 — semiplana . 546, 559 —.sp.2.. 63, 93 | Alexandriastufe BR 502 Allertallinie der Salzhorste ..8328 ‚ Allophan 122 A 125, 123, 180 Alluvium, an 412, 450 E ‚ Berlin A el -- Deutschland. II HN 123, 129186. 145, 165 174, 190, 199, 268, 280 ' —, Klimakurve . 460 = hemmen 29 Alnetumtorf . 153, 156, 180 Alnus ae — glutinosa 6 167, 292 Alopiopsis (? Plı yeodon) SECUn- dus 01975900 Alsenzer Schichten . | Altalluvium ’ 174, 293 Altdiluvialkonglomerat 441 Altdiluvium, Palästina 430 Alter der Gänge im Harz 370 Actaeonellenkalke 420 Actinacis cognata 154 — delicata 2% 134 Actinocamax gr amulatus . 429 — quadratus:. » . . 545, 429 | — subventricosus 945 — westfalicus 429 Adergneise 391 Adorfer Kalk Ve 200 Blomus 2 ..:..0.491,49 Agalmatholith 22196 Agirinaugit 165 dira flexuosa 132 | Akromorphen- -Theorie . 597 Alena en ı — — Gebirgsbildung . . 204 Altplioeän, Rhein Altquartär, Algier . 345 Alttertiär, Togo ER 418 Alveolina oblonga . . . . 969 Aleveolites suborbicularis . . 91 Amalthea sulcata var. plio- parva 83, 94 Ammonites angulatus 720 — Macrodiscus . 5384 | Ammoniummagnesiumcarbo- 248 nat, Fi ällung” Seite Amphibolit 8, 354 Tessin . > 1 Amphimixis : 399 Amphistegina Haueri 52, 92 Amussiopecten un 59, 92 Anachytes ovata . 545 Analcim ee T, Analysen von Ai 2 — — Basalt : 166 — — Diluvialkalk . 78 — —- Eruptivgesteinen 290 — — Kalken 233, 234, 239 — — Ton 232 Anamesit | Anauxit ; . 106, 100 Ancillaria glandifori mis 88 — obsoleta . en Lo) Ancylus fluviatilis 274, a 459 — lacustris HR: 218 | — -Hebung 277 — -See . . En 273, 089 — -Zeit 125, 126, 128, 172, 173, 181, 184, 206, 221, 258, 264, 293, 303 Andalusitschiefer ; 29 Andesit, Kleinasien 473, 482, 502, 230, 238 — -Gang . 21102 Or 1jan, Shalsae i —- — Sheken ee 0080: Andromeda 157 Angelica pyrenaea . 09 Salyene en) ‚ Hannover 2. ...0....2..294 —, Nachgiebigkeit . ’ 987 —, Ursache von Überkip- pungen ; 5 930 Anhydrithut = 0902.998 Annularia sphenopha ylloides 246 — stellata . ...246 ‚Anodonta cygnea 204, 448, 446, 452 — mutabılis 208, 210, 211, 212, 256, 298 — sp. 207, 208, 209, 2145220) Anodonten . . 444 Anomosaurus . 521 Anoplophoren 22,449 Anseriformes . 318, 520 Anthracomya . ae Anthracosien . ee ll) Antracosiiden als Leitfossi- lien s ; 456 Anthracotherium ag 5 638 Antigoriogneise . 725 760 Seite Antimonit, Kleinasien. . 466- Antimonlagerstätten, Rlein- asieng s 466- Antizyklone 108: Apatit 3 Aphelopsis . 454 — talpivorus . 485 Aplexa hypnorum 218 Aplit, Kleinasien 505 Apocopodon sericeus 495 Aporrhais sp. 203° Aprionodon h 501 Aequipecten dentronensis 57, 92: — opercularıs var. pliopar- vula ne Re — scabrellus . 098 — spinosovatus 58, 92 — tripartitus De Aquitanien er —, Celebes 318 —, Frankreich 636° —. Mainz . 634 Aragonit 248 Aragonitooide . 248, 250 Aräja-Kalkstein . 416- Arca antıquala 00 — clathrata 3.2.0022 Bo — Geinitzi 563 — navicularis 66 — Noae 203° — tetragona . 66. 98: ar wei brevis 66, 93 Arcıidae 5 66- Areal Australiens 439 Argovien, Jura . 516: Arkose, Kleinasien . 489 —, Südwestafrika 462: Arkosesandstein, Palästina . 40% Arktisches Gebiet . 235- Arktische Periode . 193 Arctomys- Alactaga-Zeit 124 Arnusien 427, 428, 429 Arsenikkies ee > « Arsinoitherium 305 Arsotrachyt 2. 20.8.0220 ı Artefakte . 274, 275, 284, 450: Arundinetum . : 130, 131 - Aschenlagen in Mooren . 154 Aephala u 458. Aenkialfealice See, De Asphaltkonglomerat, Totes Meer). (a0. ee AS Asphalt, Palästina . 421 Assilina granulosa 369 “ nl Seite | Assilina spira 369 Astarte concentrica . 2 — similis 547, 564 | ‚Asterospondyli ER Astiano I ASS ABUS Astien Mir 427, 429, 430 ı Astischichten . 427, 429, 430 | ‚Astracanthus ornatissimus 494 Astraeopora enyin 132 ‚Astrocoenia lg — aegyptiaca 129, 135 — octopartita er Athyris concentria 97 Atlantische Typen . 192 Atrypa . 2 469 — desquamata 91 — reticularis . 91 Aturia 464 Aufpressun eshor ste. 334 Augengneise . . 47, 355, 396 Augit . 126 Augitandesit, Kleinasien 482, 488, 491, 502, 503, 504 Südsee ._. .. 386, 988 Kueit-Andesit- Obsidian, 8 Süd- see . . 588 Augitandesittuffe | 195 Augitbomben, Palästina . 420 Augitporphyr, Kleinasien 907 —, Palästina . ; 420 Augitporphyrit, Südsee 3806 Aula comnium palusire 130 Aurignacien 452 | Ausdehnung des "Magmas 417 — — _ beim Erstarren 663 Auslenkungen im Salz 115 Australpine Zone \ 69 Auswalzung, Kellerwald : 458 Ausweitungen im Salz 115 Autoplaste” Formelemente 113, 116 Avicula contorta . Be 7024 — pectinata 2948 — seminuda 2.9 — tenuicostata 546, 548 Arxinea bimaculata 22.068 — insubrica 49, 69, 3 — multiformis 68, 93 — ptosa 68, 98 Axinit fi — , Bildung 17, 40 —, Fundorte . 4 —, Muttergestein 8 —, Vorkommen 1,4 761 Seite AzInüsierung eye ar ul Axiolithe 207 Azurit, Kleinasien 466 B. Balanus 435 Ballersbacher Fauna 225 Baltische Endmoräne . 108 Baltisch-russisches Schild 147 Banakit 2 291 Barbatia barbata DREI — modioloides 67, 33 Barchane RR DNTZ Basalkonglomerat, Südwest- afrıka N a 102, Basalschichten, Südwest- afrika 3,2262 Basalt 356, 340 —, Analysen . .2102,.189 —, Ausdehnung beim Er- starren le) — , Hauptausbruch, "Rhön 341 —, Kleinasien 472 . Palästına . Ä 420 —, ein Syrien . 441 —, oßberos. a. u 022899 — auf Salzlagern 345 —, Sawall. 587 —, Sodenberg 250 —, Solling 174 —, Syrien . 431 —, vortertiärer . 167 , Zersetzung 1176, "180, 182 asaldlonben Ron... 706 Basaltdecken, Thüringen . 3sl Basalteruption, Hessen 672 Basalteruption, Sieben- gebirge . ae 0 Basaltgang 161, 337 — Vicenza ar 104 Basaltsäulen, Aussig ee) Basaltschlot 2 2a 22295 Basaltton . ie ereees1710. Basalttuff . 161 Kleinasien BAD as onaxdes h 176, 250 Basische Nachschübe . 200 Bathyarca pectunculoides var. septentrionalis . 67, 9 Batrachium aquatile confer- voides 164, 091 Battertverwerfung . 658 Baumstubbenlage in Mooren 279 Seite Baumstubbenschichten in Hochmooren 112 Bauxit . : h 125 Becken von linie ; el Belemnitella 545, 546 — mucronata. . Boy: 1) Beckesche Methode ‚Jen Ana- lysendarstellung . 256 Bergsturz, Weißenstein . . 529 - Berliner Haupttal . 273, 39, 617 Bernstein, Phoeben 624 Betula a 274, 49, 52 — alba. .. . 166, 178, 216, 292 — nana 138, 164, 178, 185, 209, 211, 237, 269, 291, 298, 302 — pubescens . 278 Betulaceae . . 48, 59 Biber, Phoeben . 625° Billitonit : 24 Bimsstein . IaEL, ON Binnendiluvium, Jordantal . 452 Binnendünen . . 273, 32 Binnenmollusken 199, 297 Binnensee, Totes Meer 455 Biotitandesit, Kleinasien 486, 487, 504, 506 Biotitanreicherung in Kon- taktgesteinen . 673 Breiten . 399 Tessin . 723 Birke a 303 Bir kenperiode 197, 167. 1 72, 176, 181, 206, 974, 285, 20 293, 294 Bismutit 5 ll Bithynia ; 625 Bitumen, Totes Meer . 458 Bituminöse Kalke . 421 Blasenooide 249 Blättersandstein . een 101 Blattverschiebungen, Rügen 607 Blauquarzgranit . 347, 398 Bleiglanz 168 465 Bleierzgruben, Kimituria "464, Bleiglanz, Kleinasien . 463, 465 —, Palästina . Al , Smyrna 2 sa. A463 omg, Kleinasien 471 Bleizinkerzgänge, Kleinasien 465, 471 Bleizinkerzlager, Kimiturio . 465 Blende . 5 168 Blocklayabildung, Alsnasian 472 Bodenbewegungen, dung . 5 Talbil- Borklenkigie . ee Bödeliflexur Bodeneis | Bodenmüdigkeit Als il 197, 272, 184, Bogendünen : Bohlweg > Bohrmuschelgänge . Bohrmuschellöcher . Bol . Bar. Bördelöß Borsilikate Be Bos primigenius . . . 274, Brachiopoden, a schiebe . 8 brachyura . Brandlagen in Mooren 153, 154, 110, Drasenia purpurea_ . Brauneisenstein, Syrien Braunkohlen . Syleesen na: | Br Akon ablager: ungen, Niederrhein 5 Braunkohlenflöz, Ponmenm : Sylt Braunkohle Phoeben | Braunkohlenquarzit Braunkohlensand, rhein . —, Sylt Braunspat, Smyrna Braunkohlenton, Holstein —, Sylt Bravaisit Brecciendecke ; Breceienstrukturen in Salz- horsten . Brontosaurus . ee re Bronzitserpentin, Kleinasien Bruchberg-Ackerquarzit 236, 227, 2328, 15%. Bruchberg- -Quarzit 3 Brücher : Bruchperiode, sche”: Bruch Vorgänge, wald . Bruchwaldtorf Bryozoensand Bryum Sp. . N ieder- a: 138, postmesozoi Sham- Seite 11 304 538 139 297 303 102 l Seite Seite Buccinoidae 86 Carbon, Sinai a Buceinum undatum . 687 ‚arbonicola 440, 448 Buche, fossil 123, 125, 168, — acuta 450, 452 279, 285, 293, 304° — aquilina ...448, 452 Buchenperiode 169, 206 | — carbonaria 441, 447, 449 Buchicerasstufe . . . 416 | — Goldfussiana . ...441, 449 Buchiola sp. ..2...91.| ZZ nueularıs BE OR IP Bühlvorstoß 112, 282 | — palatina 21.291 Buliminus obscurus . 220 | — robusta . .. 450 — tridens . 261 | — sarana . . 450 Bülten . . 133 | — thuringensis 449, 452 Bultreihen . 150 | Carboniferous, Australien . 437 Bultstreifen 150 | Carcharodon 498 Bündner Schiefer 65 | — megalodon . IJL..98 Bündner-Schiefer-Zone 69 | Cardüdae . 712 Bunkerde . . ..139 | Cardiola interrupta Buntsandstein 333, 248 222, 224, 226, 457, 458, 672 —, Otenosaurus . ....927 | Cardita cf. caleyolata . 22208: —, Hannover 331 | -— imbricata RESTE —, Rußland . 729 | — tenuicosta . 547, 564 —, Schmücke ...20.20..:.8% | Cardium alutaceum . . 564 —, Thüringen an 316, 342 | — deforme are 008 Burdigalien . 580 | — edule . 712, 433, 434, 687 Dythinia leachi . . 218 | — subalutaceum . 564, 547 — cf. tentaculata 217, 218, — subdeforme 547, 565 223, 225, 226, 298, 229, Carex-Arten \ =%:73190 264, 300, 301 | — Pseudo- Eupen Use: 168, 292 — ventricosa . 2.2.2226 1 Qaricelum. . =. Se ee Caricetumtorf 31515289 © Garnalin Bere rule | , Staßfurt . 20624 abralia Schmitzi 91,.69,.98 Carı ychium minimum 221, 226, 227 Calamopora . . . 42 | Cassididae.. . . So Calcaire blanc de 1’ Agenais . 637 \ Cassis ef. Herklotsi 370 Calianassa Seefriedi 4585| — 2. . > 222:203 Callibrachion . . 527 | Cenoman > 583, 141 Callista madeirensis . 13, 93 | —, Agypten . 381, 386 Callitris Makleyana 283 | —, Ohmgebirge. . 381, 403 Callovien, Ostpreußen 148 | —, Palästina . 416, 418, 421 —, Weißenstein 521 | Cenoman-Turon, Palästina 407 Calhına vulgaris . 151, 157 | Cephalopoden, turone, Cambrium . er OL Agypten \ 379 —, Palästina. . . . 407, 410 | Cerastoderma edule var. "ombo- Campanien : N) nata . 2300098 Campanile . . 130 | Ceratiten, doppelte Loben- Campylognathus Zitteli . S6, 90 linien . DEREN Campylosepia set 359 | Geratites laevigatus 98 — Tfriasica . ; 359 | — nodosus 98 Carbon, Arsen 437 | — semipartitus 98 —, Harz 602 | Ceratodus . a E30 —, , Kleinasien 480 | Ceratophyllum demersum 168, 292 —, Produktives . 245 | — submersum 168, 292 —, — ssermuscheln . . 440 | Cerithüdae . 3 es: | , Schwarzwald 643 | Cerithienkalkstufe . 121 Seite | Cerithienkalkstufe, Mainz 634 | Cerithiensand, Mainz . 633 Cerithium 122 — conicum 434 — Galeoti. 364 — giganteum . 130 — Lamarcki . . ...: 3064 — rugosum al, 54, 95, 163 — Sp. BR ’203, 370 — vulgatum vi var. miospinosa 84, 94 Cervus alces 274, 303 207, 274, 303 — euryceros . Chabasit 121 Chaetetes y Chalcedon . 252 Chalkopyrit 168 Chama garmella . 70 — gryphina 0 — gryphoids . » - . 70, 98 — macerophylla . el) Chamelae gallina var. dertolae- | vissima RER 10,94 — — var. Janenschi . 76, 94 — var. laminosa 76 Chamidae a 0) Champsosauria cf. Di yrosaur us 481 | Champsosaurus Be) Chara : 218 - — cf. contraria . al Characeen . 203° Chelleen 451 | Chellesbeile 450 Chelonia 479 Ckelyconus and elaons var. mamillospira 905,93 Chilotrema lapierda . 220 Chlamys gloriamaris . 196 — — var. longolaevis 56, 0192 — Noronhai . ‚57, 59. 92 — Reissi . . 56, 92 Chloride ın Tektiten . DES Chloropal . 3128 Chondrula tr ons 265, 300, 302 Oidaridae . RL ey Cimolichthys N Cimolit . RS 126, 180 Cionella lubrica . RI DA Cirripedier 71 COladium mariscus 130, 151, 168, 292 Cladietumtorf “la 28d Olausilia biplicata 2a — laminata 220, 224 — plicatula 227 ae Seite Clausilia sp. 221, 224 — ventricosa . 224 Olepsydrops 526 Clymenienkalk ? 225 Clypeaster Aegı Pi 430 — alticostatus BE — altus ; 53, 94 — cf. complanatus . | — intermedius 23794 — vportentosus AB, 53, 32 — pyramidalis 59 — Scillai . 58, 54, 92 —_ — var. crassicostala 54, 92 ı — — var. intermedia . 54, 92 ı Olypeastridae . 58 Codokia . RESTE — leonina . 70, 93 Cölestin, Rüdersdorf . 620 ı Coelosmilia elliptica 138 Cominella B 122 | Congerienschichten . 498, 118 Conidae . E 89 Conocardium sp. . 91 Conospirus Bronni 90 — — var. stazzanensis = 90 — Dujardini . 30.293 Conularia EEE Conulus fulvus 220, 224, 229 Conus Dujardini. . 20 — Mercati 89 Conus Sp. 371 Coptosoma ar matum. 133 — Haimei . 133 Corbicula-Kalk 121 — -Schichten . 637 Corbula carinata 203 — rugulosa 638 Coregonus maraena . 275 Cornuspira cretacea 142 Cornus sanguinea at Corylus . . 226, 52 — Avellana 167, 292 Crassatella-Schicht . 435 Craticularia sp. : 568 Cretaceische Eruptivgesteine 407 Crioceras capricornu . 282 Oristellaria rotulata 142 Crocodilus Phosplugeu 482 Cromerien . : 429 Oruziana 908 — furecifera 580, 581 — Villanovae 2980 Ctenosaurus 527 Cuecullatastufe 442 Seite Sum ; BR BLUT ‚ Kellerw vald . 0.1225 , Thüringen 2.8322, 344 ecke, Harz. ...239 Uyathophyllum 471 — caespitosum 91 — tinocystis 91 Oyeloclypeus communis . 371 Uyclolites Borsonis 130 — afl. Ranikoti . 371 Cyeloseris Borsonis . 137 — patera . 28130) — FPerezi e I OT Oylindrites spon« ginides SUSE Cyperaceen 22..130 Cyperacetum . 130, 131, 286 Uyphastraea chaleidicum 432 Cyphosoma . 133 — pulchrum 133 Öypraea cf. amı »gdalun 203 — WENDE 84 — Sp. . 371 Cypraeidae . 84 Öyrena semistriata 369 Cyrenenmergel 364 —, Mainzer Becken 639 Cyprina islandica 687 Cyprinenton 689 Cyrtodoria siligua 087 Oytheraea erycina 5 13 — incrassata . 122, 637, 638 — plana 569 — semiplicata 146 Cytherella ovata . 142 D. Dachsteinkalk. Hochfelln deln Daeit, Kleinasien 238 Dactı ylopora cylindracea . 478 Dadoecrinus 619 ' Dadosxylon seleroticum . 465 Dalaquarzit S 320 Dampfexhalation 112 Dammbhorste . 615 Danburit 38 Danien . 419, 422 Daunstadium . 1116 122, 283 Daunvorstoß . 283 Daunzeit Felt: 129, 283 Decken, alpine 1300 Deckenporphyre . 696 Deckenschotter 449 Deckschichten, Südwestafrika 464 Docktonivan 20.2 Delta, Agypten . —, Kleinasien A Dendracis Gervillü . — Haidingeri Densberger Kalk Dentalium . Denudation —, quartäre Denudationsperiode Deschampsia (Aira) flevuosa 132, Desert Sandstone, Palästina Desmin . Desmopteris longifolia 3 Detersion, ne Devon —, Bosporus —, Harz ‚ Kellerwald . . . 235, , Kleinasien 469, 471, 480, Diabas, Kleinasien . 476, —, saussuritisch, Kleinasien Diabasmandelsteine Kleinasien ; ernennen, Deutsch- Südwestafrika Diapepsis Diapsida Diatomeen Diatomeenpelit Diaptosauria Dieranum Bergeri — Dojeani . o Dietyograptus- „Schiefer . Dictyonina . Re Digitigradie - Diluviales Bruchsystem — Kalklager . LH Diluvialtorf, Glinde Diluvium —, Ägypten . —, Berlin . ß ‚ Klimakurve . — . Leinetal ; _ " marines, Norddeutschland , Syrien ; — Oymenien ; DL — 4 Rhein 1.2 .01,29.22097 —, kügen : RE —, Schollenbewegungen . ; —, Süßwasser-, Palästina 437, —, Sylt RULRE HELEN, —, unterstes . .306, 341, 50 Seite 299 447 513 I36 3b 226 479 6 76 605 72. 690 426 412 631 460 170 bS6 434 150 583 605 416 445 81 432 Seite Dimetrodon 26, 932 Dimorphoooide . ...249 Dinosaurier . N, —, Deutsch- Osten alte ; 503 Dinotheriensand.. : 496, 475 Diplodocus . 87, 2970, 461, 536 Diomedea 3 518, 520 Diorite, Palästina . .. 409 Dioritschiefer, Südsee . 586 Discors discrepans ee — Hartungi . 12, 3 — pectinatus . 2.93 Dislokationen, postoligocäne 383 —, präoligocäne : 343 Dislokationsperioden 307 Dislokationsvorgänge, Schwarzwald Ä 658 Dobritzer Quarzporphyr 208, 102, 205 Dogger, Hannover . sl —, Jura 516 —, Schwarzwald 2.9069 Dolerit . 104, 174 —, Algier . Er) —, Kleinasien 468, 472, 484, 490, 508 Doleritgang, Kleinasien . 484 Dolinen, Kleinasien GE ACg Dolomit 413, 415, 253 Dolomite Series . 20465 Dolomitische Sedimente 294 . Donax sp. 433, 434, 205 Dopplerit . i 155 Dornfortsätze der Saurier 528 Dreissena polymorpha 261, 265, 300, 302 Druckschieferung in Salz- horsten . . 3930 Drumlinlandschaft, Jütland . 406 Dryasablagerungen 172, 256, 293 Dryas octopetala 164, 178, 209, 211, 216, 237, 269, 291, 298, 692 Dryasperiode 127, 164, 172, 177, 181, 285, 291, Dryas-Phase der letzten Eis- zeit. Dryaston 215, 219, 269, 298, Dryas-Zeit 206, 215, 221, 222, 258, Dülmener Sandkalk . . . Dünen . 2. 5202.802, —, Norddeutschland 294, 31, , Düdwestafrika : 294 258 302 264 430 303 617 464 766 Seite Dünen, Wilhelmshagen 61 —, Woltersdorf . 617 Dünenbildung 294 Dünensand, roter 437 Durchragungen Ä a! Durchschußröhre, vulkanische 297 Dur chspießungen Ast 331 Dyas, Süßwassermuscheln 440 Dyngja . ul) Dyrosaurus 300, 504 — thevestensis 482 E. Ebersteinburgverwerfung . 658 Echinoidea . 52 Echinolampas discoideus 371, 377 Echinorhinus . . REIT, Edelsalz, Mittelrhein 369 Eem-Fauna : 689 -Zone 685 Eiche 123, 125, 167, 265, 285, 303 Eichenperiode | 167, 172, 176, 181, 295 Eichenwaldbildung A 20 1 0e) Eichen-Zeit 206, 216, 274 Einbruch des Roten Meeres 460 Einschlüsse von Granit in. Basaltr 2 29 an Phonelith 29 Einsinkungsvorgang bei Fal- tenbildung . 541 Einsturztheorie 2, Eisboden Ä 137, 287 Eisencarbonat, Zuführung dene) Eisenerze, Syrien 420 Eisenerzgänge, Siegerland 724 Eisenstein, Analysen 189 —, metasomatisch. ; 178 Eiswind . 32 Eiszeiten 108, 268, 496, 429, 29 Eiszeit II Be "402 Ekzem . 114 Ekzemtheorie . EL Elbe-Havellinie der Salzher ste 329 Elbelinie der Salzhorste . 329 Elbschlick . 184 Elbterrasse ; 302 Elephas, Berlin . . 632 — meridionalis 427, 428 — trogontherü 428 Elodea . 126 Elsheimer Neem! 638 =Sander 361 Seite Seite Bilstereiszeit "20.0... ..830.| Erosionsbasis. . : A 2 Eluvium j . 323 | Erstarren des Magmas 417, 663 Elveziano (siehe auch Helve- Eruptionen in der Kreide 420 tien) . . 47, 50, 95 ' Eruptionsspalten, Solling 174 Empetrum nigrum 5 138 | Eruptionsperiode, Algier . 343 Emscher 141 | Eruptivgestein, Palästina . 409 Encrinitenkalk 251 | —, Südwestafrika : 467 Endmoräne, baltische . . 109 | Eruptivgesteine, essexitische, —, Jütland 407, 411 Kleinasien . 511 —, Kranichberg . 617 | Erycidae I. 484 —, Münsterland . 388 | Erzbildung, Harz 375 —, “ salinare i 601 | Erze, Harz reale Endophyllum halliaeforı me 91 | Erzgänge, Harz . 368, 373 — priscum Be 91 | —, Kleinasien 463, 471 Entkalkung 101 | —, Siegerland : 724 Entoooide . 249 | —, Smyrna 465 Entwässerung . 101 | —, Vicentin 34: 2108 Eocän 308, 378, 42, 59, 138 | Esche £ 167, 176 —, Hannover 329 | Essener Grünsand . 50) ‚ Holstein . . 325 | Eulonchopteris 246 —, ' Kleinasien 479, 2530 | Eupecopteris 247 —, Oberrhein . ...362 | Jurydesma- Sehichten 463 —, Syrien . . ... 422 | Eurydesma sp. 465 —, Togo 478, 500, 501 | Exkursionen . 291 Bolith 2... 416 | Exkursionsbericht 617 Eolithicum 451 | Exhalation 240 Epidot . . 10 | Exogyra auricularis Epidothornblendeschiefer, 545, 547, 561, 562 Kleinasien . . 493 | — conia Re 2 000 Epidoturalitschiefer, Klein- — haliotoidea 547, 562 asien. . 476, 492 | — inflata ur #56 Equus caballus 632 | — laciniata 1 945 — Stenonis 427 | — lateralis 547, 561 Equisetum palustre 130 | — $. - 750 Erbsenstein . 251 | — subearinata 8556 Erdbeben, Relaiswirkungen . bl4 | — subconia 547, 560 Erdöl Re ..9337 | — Stremmei 547, 562 —, Totes Meer 458 | Expansionstheorie 304402 Erfttalgraben L . 2.....415 | Explosionstheorie 293 Erfurt-Weißenseer Schotter- Extoooide . 249 Mas. 390 Erhebungskratere 292 F Erica tetralı.xr 157 ) Eriophorum 130 | Fächergewölbe, Schweizer — vaginatum Jura . E 5 540 133, 134, 151, 157, 278, 289 | Facies des Senons ä 141 Erkaltung der Gesteine . . 2354 Faciesbildung, Untersenon 141, 429 Erle . . 167, 279, 303, 304 | Facies-W echsel im Devon 225 Erlenbrücher . . . 132 | Fagesia . ie ae 30 Erlen-Buchenperiode — bomba 381, 384, 386 162116, 181,.293,2297 7 ep a 2 : 384 Brlem Zeit - - - . . 2 206 | °— .thevestensis 381, 384, 380 Erosion 341, 2, 675 | Fagus silvatıca 168, 293 —, pliocäne 431 | Falknisbreccie ER ZO) 50* Seite Falten im Salz 115 Faltenjura . 518 Faltung, Schwarzwald. 040 Faltungsperiode, spätpaläc- zoische . : 655 Faltungsvorgang, Harz 368 Fasciolaria sp. 37T, 9% Faulschlamm . N Faulschlammbildungen 165 Faulschlammtorf 182 Faultorf, interglazialer 929 F'aunenvermischung 385, 981 Fäustel . .... 450 Favosites 45 Feinsand 1 Feldspat 11 FeldepalDasıt | im Salz 343 Südsee 587 12 Weisse en 22946. Feldspatresttone . . 122, 180 Feldspat des Pechsteins . 105 Felsit, Meißen 713 —, Palästina . 2,409 Felsitbildung . 206, 695 Felsitisierung . 206, 695 Felsitkugeln” er 106 Felsitporphyr 105, 208, 209, 212 B 695 —, Dobritz 22099 Felsküste, miocäne . . . 204 Felsoliparit An I IR Fennoskandische Landsen- kung . 186 Festuca . 132 Fettbol . 1) Feuchteperiode 153, 294 Feuerfester Ton, Hessen 427 Feuerstein, Thüringen ei) Fichte ; 170, 185, 279, 304 Finnestörung . 345, 366, 378, 396 Fischflußschichten . 463, 465 Fischflußschiefer 0 Fischreste, Togo 418, 488 Fischschiefer . 366 Fischwirbel, Eocän, Togo 488 Fissurella ef. rar ilamella 2.0209 Flachmoor 129, 131, 165, 183, 102 Flachmoortorf 165 Flammengneise . 346, "355, 31 Flasergneise 047 Fleckschiefer . 20, 29 Flenusien 2 00) Flexur 366, 384 Flexuren, Niltal . . 430 768. Flexuren, Palästina 2 Fließstruktur im Pechstein . Flora Flugsanddünen, Südwestafrika - Flugsaurier- „Skelett . Fluidalstruktur Flüsse, Thüringer Becken Flüssigkeitseinschlüsse im Granit Flußnetz, Thüringen Flußterrassen (siehe auch Terrassen) . B Flußverlegung Flußverlegungen, Unstrut Föhre Rohrennolrkohlen in loan Föhrenstubbenlage in Mooren Roraminiferen? 2 22.20.52 Förden . Fördenküste . Formelemente der Salzlager- stätten Formsand, oligoeäner . N Fossilführende Glazial- Ab- lagerungen . Fraxinus excelsior 167, Fruchtschiefer Be Frühglazial, Leinetal . Fructicicola incarnata . 5 Fuhse-Linie der Salzhorste . Fumarolen —-, Celebes Fusidae . G. Gabbro . =, serpentinisierter, asien’. m 5 Gabbroschiefer Galeocerdo N davisi = rlatidens:. 02 Galmei, Kleinasien 465, 466, Gangbasalt 95 Klein- Gänge, coldführende ; —, Harz © , Siegerland h Ganggraben, Siegerland . Gase in Tektiten 240, Gaskohle, nn Fauna . Gasmaar : Gastrana Fragilis — Mayeri . "498, 195, ı — 769 — Seite Gastrana Mayeri nov. spec... 76 Gastrochaena Quvieri 18, 94 Gasigachaenidae - 2... 18 Gaudryina pupoides. . . . 142 Gebirgsbildung, Nordwest- deutschland 376, 379, 204 paläozosche . . : .. 807 Gebirgsfaltung, Palästina . 410 essSchwarzwald . .. . ..640 Gediesen Wismut 7 Gedinnien, Siegerland . 724 Gefällskurve RR. a END ee en... re 461 Gele . 20 2123,,125,°180 Geologische Kartierung der Humusablagerungen 135 Geolegische Örgeln in dilu- malem Kalk . .'.: 11 uhudersderf .......... 619 a von Antigoriogneis Marmor... 0.20.0728 Gervulleia inflata. . | Geschiebe, Münsterland . . 393 Geschiebelehm, Leinetal. . 170 —, Münsterland 387, 391, 396 Geschiebemergel . . . . 206 —eHolstem os .:. 0.9 .0.4832 —, Ostpreußen . . ......B80 ukheeben.. .. .. .-: 626, 627 Greschmitzvorstoß -.. . . .. 283 Gesteine, Analysen . . . 290 Gesremsbildung . ..- ...=...247 Gesteinsgläser, Schmelzver- suche =... en 2008 , Umwandlung ID, ee ensstame, Graphische Darstellung . 294 roonlaralbidar = >. 22:79 ugs Ra ne ee LI — (SO a — Se ie)! - Gigantopecten latissimus . 59, 92 Gilsakalk >... 2... 2 224,225 Ginglymostoma bBlanckenhorni 499 — Fourtaui N) —mnum = ......202800 ame .-.. 2 .22..2.2900 UElenna 2. 2 20.5.2 22800 — SE 0 ee tmelense ...:.. ...: 499, 500 —rmlobatum . 2. 2 022..2.800 Gips, Kleinasien 479, 480 Votes Meer. . . .. ..... 404 Gupshorste . ... 2.207896 Seite Gipshut der Salzlagerstätten 338, 598 Gipskeuper, Hannover 330, 331 Gipslager, Algerien . . . 342 Gipsmergel . rt 1, Gladenbacher Kalk AalmEs 296 Glandarienkalk . . . . . 416 Glandulina ceylindraca . . 146 Gläsbasaltı 2 mn ae 250 Glaskogels.); 2 „ee 2] Glassand, Hessen a RA Gläser, Wassergehalt . . . 103 Glas, vulkanisches, Kleinasien 501 Glaukonitsand, oligocäner . 577 Glazialdilavium 215, 4 432, 452,19 ; Holstene Er 392 , Leinetal VD ee are Glazialfl Rare > Beer a Glazialkonglomeı: a nee 205 Glazialperiode . ... ...:.428 Glazialschichten, Australien 436. 1838 —, Südwestafrika . . . . 463 Glazialschrammen, Rüders- OEL TERLONI) IGlazialtonge 274 Glazialzeit (siehe auch Eis- zeit) 220 2IEDIT Glaziale fdressrdiichen 164 Gleitflächen in Steinsalzkry- stallemt sera ea 996 Gletscherbewesung. . . . 600 Gletschererosion . 675 Gliederung des Postglazials 263 Glimmerporphyrit . . . 164 Glimmerton, Sylt . . 42, 38, 59 Glindower Ton DI! Globigerina cretacea . . . 142 — mnarginata 3 146 Gneisgranithorizont . . . 462 Gneisschieferhorizont . . . 462 Gneis, Entstehung . . . .. 345 = 4. Olympos 2 2 2.02.2298 = schlieriger ı 2.12.20... 22.7099 Tessin? a Be u, Gold Celebes 199.199 Golderzlagerstätte, Celebes 194,199 Goldführende Gänge’ 25.195, 199 Goltsrome ea FRE LE Ke1c) Goniaraea octopartita 129, 154 Gonidmtess venze el Graben yon Venlo. 2.202.2.2494 Gräben, Niederrhein . . . 415 Grabenscholler 27.22. 227..728 Grabenversenkung . Grabenversenkungen, tertiäre Gramenit Granit . —, gestrickter —, Olympos . —, Palästina . —, Rambere . —, Riesengebirge — , Schwarzwald —, Umwandlung in Gneis . —, Wassergehalt Granitkontakt (ranitkontaktgesteine . Granulatenkreide Granulit ; Granulitgebirge . . Graphische Darstellung der JUL AUOEER: 199, © ns, Bee) 399, © Gesteinszusammensetzung.. 284 — — nach F. BeckeE 286 — — nach FinckH 287 Graphit, Deutsch-Ostafrika . 421 Graphitgneise, Deutsch-Öst- afrıka 421 Graphitlagerstätten, Genesis 424 Graphitquarzit, Deutsch-Ost- afrıka ; 424 Graptolithen . 224, 458 Grauwacken, Kellerwald . 225 —_ Kleinasien _ 486 Grenzanhydtit, Staßfurt . 623 Grenzhorizont 112, 148, 156, 283, 289 Grenztorf 122, 127, 139, 141, 168, 181, 182, 183, 185, 186, 278, 279, 284, 292, 235 Grobkalk, Palästina 434 Grunder Schichten . 50, 95 Grundmoräne, Leinetal 170, 596 — , Münsterland . 387, 391 —-, Rüdersdorf . Role Grünsand, oligocäner . 350, 660 — von Essen 24999 Grünsande, Kreide . 141 Gryphaea vesicularis 547, "558, 560 Grünschiefer . 69 Kleinasien 416 Season, oligocäver N) Gsehnitzvorstoß . a 114 Gümbelit . . 2126) Günz-Mindel-Inter velazial 455 Gyttja 152 H. Seite Haaralpbruch . /18 Hahnberg-Graben 398 Hainichener Grauwacken® 572 Hallia prolifera . 9 Halloysit 132 Halterner Facies 432 Halterner Sand . 423 Hamster . 125 Handschläger 450 Hangendzug, Schatzlarer 245 Hängetäler 184 Hangmoor . ; 151 Haplophr agmium compr essum 146 Härtling Be ße Hartriegel . ’ 167 Hartsalz, Staßfurt . 624 Hartungia typica 80 Hartwasservegetation . . . 130 Hasel . 126, 128, 167, 178, 294 Haselnub er N ch) Hauptanhydrit, Staßfurt . 623 Hauptdolomit, Hochfelln 718, 719 Haupteiszeit . . . 460 Hauptendmoräne, Jütland . 407 Hauptmoräne, Sylt 47, 50, 63, 81 Hauptmuschelkalk . 20 Hauptoolith, Bastberg . . 362 Haupt-Quarzit, Harz 228, 229, 602 Hauptsalz . Fa . 918 Hauptsalzkonglomerat “918 Hauptsalzmutterlager, Stab- furt e N Hauptterrasse . 29, 447 —,:. Nil: ..20.:.200.000.02. 2. 492,5449 —, Iihein 29, 50, 476, 579, 583 Hauptterrassenschotter, Süch- teln . 3 6560 Hauptvereisung, Sylt 47 Haustator trieinetus 83, 94 Haustein 366 ns 3 113 Rheinisches. Schieferge- nes. . 47 , Werragebiet. 399 Höidemeor 194 Heiden . 120 Heidetorf . ß 151 Heimburgschichten . 374 Helix lan 2237 — arbustorum . 224 — bidens 224, 227, 259, 260, 264, 299, 301 — caperata a ar ER oe Seite Hornblende-Augit-Schiefer . fe) Hornblendegneise . 304 | Hornblendeporphyrit, Palä- stina . 5,8409 Hornblendeschiefer . Me Hormnblendeskarne 22 Green Horner schichten 2 2007°72:50 ı Hornfels, Tessin. N 10 Hornitos, Island . „214, 221 Hornsteinbänke im Muschel- kalk . 292 ı Horste . RER 307 — , Niederrhein . 413 Horst von Brüggen . 414 — — Geldern-Crefeld 414 — des Vorgebirges 414 Hügelformation . Re) Hügeltundra . 2 2321136,.286 Eintaunhydrit 2 200 20 2027398 Hnalina cellonasa 2 220.220 —_ eristallina 2 1. ne. 227 — fulva DT — hammonis . 220, 224, 229 | — nitidula . 220, 227 Hydnophyllia . er 1 Hydratisierung 111 Hydrobia Dubwissoni 638 — Fraasi . 440 — ventrosa 637 — ulvae 687 Hydrobienk alkstufe. 121 Seite Heli.v ericetorum 261, 265, 300, 301 — fruticum s 224 — hortensis 261 — lapieida "259 | — nemoralis . i 224 — obvia 261, 265, 301 — pomaltia 261, 365, 300, 301 -— pulchella & 227 | — quadridentata 432 | — Ramondi 637 Helvetien . . 46, a7, 95 Helvin . DR Hemitissotia Morr eni 387. — Sp. : . 382 Heraushebung des zes "376 Heteroplaste 2 ten 116 Heulandit . . £ DH Hexakoralle, Kreide 568 Hexenringe, Entstehung . 197 Hexactinellida 92 Hilskonglomerat . 994 Hinnites Brussonü 57 Hinterland der Endmoräne, Münster . 405 Hipparionfauna . 426 Hipparionschichten . 428 Hripponycidae . 85 Hippopotamus major 427 Hippuris vulgaris 291 Hippurites . 511 — COTnU vaccinum . 475 Hisingerit . 3 125 EI acbichten x 721 Hochglazial . . ne) Hochmoor 142, 129, 133. 193, 283, , 302 , Kehdinger Moor 102 — york 165 Hochterrasse . a —, Agypten . 44 _— Rhein ; : 29 —, Rodderberg . 30 Hoeferit 125 Hoplitoides 382 — ingens? „387 — cfr. mirabilis . 906 — Sp... 386 Eon des Planer br: simo, oemi 258 Horizontalbeständigkeit Anthracosien . 454 Hornblende, Ausdehnung beim Erstarren 5 A419 Hornblendeandesit, "len- asien . i ARENEFAIT Hydrobienschichten . . “637 Hydrochoerus cap an 357 Hygrophilit er 126: Hı yolithes ee el Hypnetum . 131, 135, 286 Hypnetumtorf a8 Hypnum cuspidatum 211 — fluitans . B 130 — var. fluitans . 211 — giganteum . 130 — Kneifh . 211 — scorpioides 130 — stellatum 211 — trifarium . BE — turgescens . 2117 230.°269 Hypnumtorf . ee Hypolophites . a we DEI — myliobatoides . 490, 493, 300 Hypolophus sephen . . . . 49 I. (JS). Seite Jagonia reticulata 71, 93 Janthina Hartungi . 80, 94 Janthinidae Ä 80 Iberger Kalk . 91 Idastollner Flözzug 246 Iguanodon . RE NO = Bermisseitensen 02.277322 2566 Venen i 61 Ilsenburg- Schichten 374 Injektionsgneise a (0 er Ostatrika 200000082094 Inlanddünen . SE Inlandeis ; 99,393 — und Talbildung . ee Inoceramus anulatus . . . 549 — baltieus . . 419, 546, 548 — cfr. Drongmarti . 546, 549 == candıssodess 2 0 ol — Cripsü . . 545, 546, 548, 549 — decipiens :. . . .. 546, 549 — lobatus . . 545, 546, 549, 429 Interglazial . 118, 210, 213, 269, 282, 283, 428, 429, 449, 452, 23 — I. ; 2 LET ‚ Leinetal 5 1096 —, ' Norddeutschland 086 ,„ Phöben 2 623 = en ee 606 Verwerfungen 611 glaziale Ver era 98- zonen A R 2 Inter elazialterrasse \ 29 _ der Ilm 39 — der Saale. DIT. Interglazialtorf 325, 094 Interstadial ; 258 Interstadiale Schw ankung 118 Interstadialzeit 2.3090 Ischyrotherium antiquum . . 482 Isoetes 280. Isostasie B : 471 Junge Deekschechien ED, Jura, Pommern . 609, 610 Juvenile (Quellen TE) K. ‘ Kadzielnia-Kalk . 91 Kalaharisand . 465 Kalilagerstätte, Staßfurt . 621 Kalimutterlager, Staßfurt 021 Kalireviere, Gliederung 116 De Seile Kalisalz 5 5 319.928 Kalk, Cambrium, Palästina 410 —, diluvialer . 12 Kalk-Melaphyrbreceie, Klein- asien . 508 Kalkooide . ..247 Kalksandstein 141, 465 —, Senon, Westfalen . 433 Kalksediment 253 Kalkspat, Harz . 369 Kalkstein, Kleinasien . 501 = von Mex 22. ze —, organogener, Kleinasien 494 — , Südsee ES Kalktuff 271, 299, 302 — , Eckernförde . "206, 220 Kälterückschlag . 294 Känguruh . a 5, 561 Kaolın . 124. 241.162,1809.438 —, Sylt ae 38 Kaolingruben . . 809 Kaolinit nn 126 Kaolinisierung 124 Kaolıinsand, u 42, 4 4 58, S1 Kare. ER ; "676 Karseen 5 677 Karooformation . i 463 Karoosandsteinschichten 463 Karooschichten . . 465 | Karstphänomen, Kleinasien . 469 Karstwannen, Kleinasien . 470 Kasselien, Frankreich . 637 Katzenauge 39 Kettenjura . oe Keuper . 364, 445 —, Hannover rl. —, Rüdersdorf . 619 —, Schweizer Jura Saale Keuper, Thüringen . 331, 342 Keupererosion Ba 5 Kiefer 125, 285, 303 Kiefernhorizent 2 ae Kiefern-Periode . 206, 274, 292 Kieselgallenschiefer . Id Kieselgalmei, Kleinasien . 46 Kieselkalk, Palästina . 411 Kieselkupfer .. . . 27 Kieseloolithschotter 427, 475 Kieseloolithstufe . . . 97, 45 -, Rhein . 2.579258 009°3 586 Kieselsäure, amorphe . 252 Kieselschwämme ER Kieserit m: 3, Due) Kieseritwürmer 0) Kimberlitschlote . Kimmeridge, Schweizer Jura 519 Seite Kreide, Ostpreußen 147 — , Palästina . 406 —, Pommern 610 —, hügen. 605 —, Sahara 303 , Saurier 270 —, Südwestafrika 464 Kreidegeschiebe, West- preuben . . 544 Kreidemergel, v erhalten z zum Diluvium ! 391 Kroßsteinsgrus, Sachsen . 571 Krustenbewegungen, Klein- asien. =. a) Kry okonitähnliche Eissedi - Ente VER TE Krystallin . SERRURE ET) Krystalline Schiefer, Ent- stehung 344 Krystallisation des Magmas 664 Krystallisationsschieferung 346,353 Kugelpechstein 106, 209, 696 Kuibisquarzit. 462 Kuibisschichten . 462 Kulait - 511 Kulturschichten unter Dünen 32 Kupferearbonate, Smyrna 469 Kupfererz, Palästina 413 Kupferkies 27 Kupferlasur, Palästina 413 Kupfersandstein . .. 414 Küstenkonglomerat, Mittel- Kesrhein.. 362 ı Küstenlänge Australiens . 439 | Küstenterrassen, Suezgolf 435 L. Labiatus-Pläner . 141 Laganum depressum . 432 Lagengneise . „341, 359, 386 —, kataklastische . 399, 396 ' —, Riesenburg . 346 Lagergranit 390 Lagerung des Diluviums. 390 Lajonkaireia rupestris var. pliogigas 69 Lakigruppe 3170 ı Lakispalte . 315 Lakkolithe 297 Lamellibranchiata O4 — in Kreidegeschieben 544 Lamna appendieulata 496 497 Barskar Gruppe . . = ....870 Kjökkenmödding . . 220, 299 Klebsand, Hessen AT Klebschlackenkegel 219 Klei, Tertiär, Niederrhein >77 Klima, postglaziales 99, 125, 136, 143, 163. 174, 190, 268, 270, 280 trockenes 121 Klimainder ung 123 — und Binnenmollusken 201 —, postglaziale . le Klimakurve des Diluviums . 460 Klimaperioden | Klimaschwankung, Eintluß auf Talterrassen . 7 Klimaveränderungen, post- ' glaziale . ‚117, 154 Klippendecke b6 Knebelit 36 Knotenerz . 414 Knotensandstein, Palästina . 412 Kofferfisch 91 Koffergewölbe, Entstehune 541 Kohlenflöz, Kleinasien 484 Kohlenlagen in Mooren 154 Kohlensäure 12 — m Salz . 344 Kohlensäuerling, Solline 178 KohlenwasserstoffinObsidian 241 — in Steinsalz . 344 Konglomerat, Palästina 409 Konkretionen, carnallitische 321 Kontakterscheinungen . 345 Kontaktgesteine, Harz 837 Kontakthof 19, 20 Kontaktmetamorphose 19, 31 Kontraktionsspalten, Celebes 666 Köpingesandstein 554, 557 Korallen, Barzelona . 129 Korallenkalk, Ostpreußen 150, 152 —, Südsee . 5386 Korallenriffe, Suezgolf 435 Krähenbeere . 137 | Kratersee, Celebes . | ago 3 h 141 | —, Eruptivgesteine. 407 ‚„ Hannover Sa —, " Harzvorland 278 — , Hochfelln 729 — , Kleinasien .. 469, 473, 51l —, Ohmsgebirge . 378, ssl — verticalis — 7 Seite Lamna Vincenti . .496, 497, 800 Lamnidae . . EI Lamprodoma clav Be var. sub- viltataı 2 2020.2.49,88.95 Vampropbyres ee 323. 164 Landbrücke, Jütland . . . 406 —, Sundainseln. . . 191, 202 Landhebung (siehe auch Hebung) a 2 wo 0206209 diluviale . . 443 endebesiidie, präoligoeäne 305 Landpflanzen, Südwestafrika 463 Landsenkuna. ...2..249303 Längmattstörung . . . . 539 Laramie-Schichten . . . . 482 Lausitzer Hauptverwerfung . 345 Tautenthaler Zur 27.227.574 Lavaausbruch, Celebes .. . 593 Tayafonfanenı 2 u 222920 bavakuppeloe2 20.2.2. 209231 Lavaorgeln, Island. . . . 214 Lavaspitzen, Island . . . 214 Lebertort . > ..2.2183.2216 —, interglazialer . . . . 323 Lecanora tartarea . . 137, 286 Beda pernula sr. 0.20.,27.690 kedum 2. ©: sr ne nae 2106 Leineterrassen . . 425 Veithakalk 7 2, , 50, 35 bemmine u. 0 125 Lepadiden . SE Te Lepidoeyelina dilatata 371, 373, 374 — formosa . . 371, 372 —,marginala. ....2... 2.018 —houlın: 2 00 2209013 — Verbeeki . ... le Lepidodendron obovatım . . 246 — tylodendroids . . 279, 282 — Veltheimi . .. 280 Lepontinische Über- Schiebune a... 0, :..2 7606 Leptawis biloida 0 09 — expansa . . 199 Leptomussa costellata - . . 138 Leptophyllia diatata . . . 140 Leuchtenburg-Graben . . . 361 — -Scholle ... 2.22.2811 —-Störung . . 346, 359, 361 Leucitabsarekit . . 2.2.2291 Leueitbasalı 2200227. 2290 Leucitbasanıt. 2.2.22 729) —, Kleinasien . . . . ..499 Leueitjolith a 290) Beueinit, Sr 2) Seite Leueitnephelinit . ; 290 Leueittephrit, Kleinasien 488, 492, 511 Leutersbachverwerfung 653 Levantinische Schichten, Kleinasien . 514 — Stufe 427 Lias, Günthersleben 306 —, Hochfelln 717 — , Ibbenbüren . 202 — , Pommern 009 —, Schweizer Jura 518 — , Thüringen 343 Lima atlantica 55 — decussata . 24. 980 — Hoperi. 546, Sol — inflata . Ar an, — prussica 546, 590 — semisulcata 546, 550 — squamosa . > Limax un 227 Sp 220 Dome 290 Limestone of Wadi Nasb 411 Limidae . a) Limnaea aur icularia 204, 228 — glabra . . Be za! — lagotis . . 204, 214, 222, 228 — mucronala Be. al: — obliquaio 2 2 —- ovata 204, 205, 207, 208, 209, 210, 212, 214, 217, 218, 222, 226, 228 — »palustris . . .214, 218, 222 — var. pereger . a a 222 — peregra .. 214 — sp. 207 _ stagnalis 208, 212, 214, 218, 222, 295, 226, 298, 260 — trumcatula 221, '294, "228, 271, 302 -— var. Zurricula 222 Limnaeus . 441 Limonitsandstein, Spt ... 42 Limurit. 5 yes alt Linde, subfossil . 167, 265 Lingula Rouaulti. IND, — Sp. . 3 .....966 Liparitbimsstein 5 DEREN Liparit . 697, 708 Liparitpechstein 5 104 .Liparitgang 709 Liparitperlit . 104 Lisanschichten 459 Seite Literatur über Binnenmollus- ken . 265 — — deutsche Binnenmol- luskenfaunen . . 200 — -- postglaziales Klima 115, 187 Literaturberichte 20T Litharaea rudıis . 132 Lithoconus antıquus . 90, 95 — — var. elongatissima . 90 — calcinatus . 8993 Lithodendron . DIT — Kak . . 717, 1) Lithoglyphus naticoides 261, 265, 302, 629 Lithophagus lithophagus 65, 93 — Lyellianus 49, 64, 65, 93 — Moreleti 14:1..09,.:99 — papilliferus . 65, 9% Litorina ; 220, 276 — litorea . ... 275, 303 — neritoides . . 51, 82, 94 Litorinafauna 689 Litorinahebung . Se - 114: | Litorinasee : 113, 162 Litorinasenkung 113, 114, | 227, 283, 101 Litorinazeit 172, 173, 181, 154, 206, 265, 275, 293 Littorinellenschichten . 122 Littorinidae : 82 Lobenlinien, doppelte . 97 Lockerschlackenkegel . 220 Lokalmoräne, Jütland 410 Lonchopteris Bricei . 246 — rugosa . SE 246 Löß 110, 118, 121, 122, 269, 270, 282, 283, 302, 31 — mit Eolithen . a 416) —, Kleinasien 484 —, Siebengebirge . . . 157 Lößähnliche Staubsande . 31 Lueina reticulata 1 — 5p. .. 64 — str igillata : 1 — tigerina o Lucinidae . 70 Lutraria oblonga- Be) Lycopus europaeus . 168, 292 Lykaonische Senke . 512 Lyria magorum . 88, 95 — taurina . 88 M. Seite Maare 297 Machairodus 427 Macrodiseus-Sehielıten . 384 Mactra podolica . | — subtruncata 432, 687 Mactridae . N RR - Madrepora Gerwillü 136 Magdalenien 118, 127, 272, 284, 452 Magilus cf. grandis . . 970 Magmatische Ausscheidung . 284 Magmatische Differentiation 3 Magnesia ö ; 253 Magnesit, Kleinasien . 478 Magnesiumcarbonat 249 Masneteisenerzlager, Schmiedeberg.. 347 Magnetit 28 Magnocaricetum . 130 Mainzer Becken . 121 Malachit, Kleinasien 466 —, Palästina . 413 Malakolithskarn . 35 Malm, Freiburg . 365 —, Ostpreußen . 147 — , Schweizer Jura . 518 Malmesbury beds 465 Mammut, Phoeben . 625 Mandolina gibbosa var. mucro- natoides . 8, 95 Maräne . ; . 273 Margaritana mars ‚yaritifer a 446 Marines Diluvium, Syrien 434 Mariopteris muricata 246 Marisfelder Mulde . 356 Marschboden, Sylt . 64 Marsupitenmergel 140, Marsupites ornatus . 429, 451 Masseneruption . . N RU A Mastodon, Südafrika 503 —., Thüringen 57408 — arvernensis 427, 119 — Borsoni 427, 119 — longirostris . 428 — Zaddachi . ; 119 Mecklenburgisches Inlandeis 128 Mediterranstufe II . . 43, 163 Ne 429, 432 Meerlebertorf . 276 Meeressand i 365 Meerestemperatur 259 Meerwasser, Sedimentbildung 256 Megalodus . Male) — NM — Seite Seite Megatherium 569 \ Mittelcambrium . 412 Melania Escheri . 122 | Mischgneise 723 Melanienkalk . . ...968 | Mitteldevon 223 Melanopsis . 440, 231 | Mitteldiluvium Brei) — aegyptica . 450 | Mitteleoceän . . 133, 134, 370 — -Stufe . SH 449, 449 | —, Ostafrika . 21) Melaphyr, epidotisierte, Klein- Mittelterrasse . 447 asien . 491°| —, Agypten . 448 ‚ Palästina . . 420 | —, Jordan 2 456 —, EN urahitischer: Kleinasien . 500 —, Rhein 29. 30, 476, 579, 985 Melaphyrgestein, Kleinasien. 507 | Mitteltertiär, Kleinasien 230 Melaphyrmandelstein, Klein- Mizi helu . EDS asien . 493, 500 | Modererde : 132, 135 Mensch, diluvialer . . 213 | Modiolaria corrugata 687 — ım Löß 416 | Mokattamstufe a 134 Menyanthes trifoliata Molasse, Schweizer Jura . 520 167, 274, 292 Moldavit 240 Mergel von Lüdinghausen 146 „ Gasgehalt 244 Mergelsand 31 | —, Schmelzbarkeit. 242 Merkurscholle 644. 658 | Molinea coerulea 152, 151 Messinien . 50, 426 | Molineatorf 5 ee Metasomatische Eisensteine . 178 Monadnocks, Harz . 396 — Vorgänge auf Salzlagern 1/3 | Monograptus . 224 Mikindani-Schichten 372 , Monoklinale, ostthüringi- Mikrofelsit 696° sche 344, 345 Mikroklingestein, Kleinasien 505 | Montlivaltia 1A) Mikrolith 206 , Montmorillonit 122 Mikrosphärolith . 696 Monzonit, Südsee 586 Mimosit 420 Moorausbruch le) Mindeleiszeit, Äquivalent in Moorbildung . 143, 195 Palästina 454 | Moorbrücke eu kor. Mineralkolloide . 123 _ Moordamm ori Mineralquellen 3173 | Moore ., 112, 163 Mioeän . a8, 52, 56, 46 | —, Aufbau 136, 143 —, Noypien. 412, 231 | — , Einteilung 129 a un 343 —., jüngere 169 , Deutsch- Ostafrika . 371 „ Pflanzen . RE OR — ee 329 \ Moorerde 132, 2197299 —, Solsein 325 |, —, Sylt BR 0 —, Java 908 \ Moormergel 300 —, Ibbenbüren . . « 202 | —, Hinterpommern 228 — , Kleinasien 514, 515 | — interglazialer . . . . 628 —, Mainzer Becken . 636 | Moostorf 13927402719 —, Niederrhein . 415, 578, 583 | —, jüngerer . ER —, Palästina . 407, 417, 425 | Moränen, Holstein . 322 — , Rheinisches Schiefer- ' —, Mecklenburg 615 sehr. 0 474 Morosaun us 845 ‚ Südwestafrika 464 | Moschusochse, Phoeben . 630 — , oylt 60 Mousterien 452 Ver werfungen 341 | Mucronatenzone ‚Westpreußen 545 Miocä äne Liparite 709 , Münstersches Becken . . 141 — (Juarzsande, Holstein . 325 \ Murchisonae-Schichten, Weißen Miocänfauna, Ibbenbüren 30222 stein? : 2 Mischmoor 129, 286 Murex Borni . 87, 3 Seite | Murex conspieuus . . . . 6838 si 2 TE a. ED TR N Muschelkalk, Anomosaurus . 527 \ alk, Geratiten 1... 98) , Hannover Pe RR , Ohmgebir ER GE SE RL „ Rüdersdorf ER WÄLRR LS ; Schweizer Jura. 08% en 331, 333, 342, 365 ee ischiefer . ua 355, 356 Müsener Horst . . 724 Muttergestein des Axinits . 8 Mya arenarıa . . TS, ranentanr 2 en 2687 — -Zeit 206, 279, 304 Mycetoseris hypocrateriformis 132 Myledaphus bipartitus . . 493 Myliobatis . E 419, 488 Pirone. 2.02 ....0.489,..500 — latidens Mer 25290) hausen. 2... 4290, 500 manleus 2 2 .22...2.490 Ba ..0.220069 Myophoria . ae 440 — costata . 618 — orbicularis 620 ünlgamisı : . 0.) Myophorienschichten BER C, Maine; 2 -.: RR 1 — gale. . 9, 60 Myriophyllum spicatum 164, 211, 291 Myrtea? (Lucina) sir gilt 71, 93 Mysis relicta . . 273 Deideo 2.0.23. 2:2 v6 Mytilus aquitanicus . . . 637 ee Domengensis >»... : 64 — Faujasi. 3063 ee. 2 2.802.122 — sp. 563 N. Nacheiszeit (siehe auch Post- sea) 4 .......2.2.:.298 |) Nägelholz. -. .. . a 05, Nase... 446, Najadites EI Nee m0j0L >... :.. : 168.292 I mmos 2... .. .. 126,:285 Namaformation . . . .:. Namaqualand sbists . . . 465 Naosauri FR Seite Naosaurus claviger . » ... 0927 EI OTEANELU N Se a TARCTULER Er ee) ent OB — MT AUS Ne ENT, Nardus stricla : ee DZ Nassa retieulata - » : » - 687 NatNorstiand ns NS a AnDONeO, a Re ES RITA EN N NUNG: Naticar helieina . E22822.72638 = syarelınar =)... Sa 1 SD NO Natrolithie. see dl ' Nautilus Bittono or 20..2000807983 — Mermeti . . 2381, 383, 386 — Muniri . . 381, 383, 386 Neckstsnr....,. ee UN Neocom, Harzrand EHRE OMA —, Quedlinburg. . .\... 278 Neocome Sande. 388 Neogen I N RR Neolithieum ; TR 7 Neolithische Peniede 2450 Neolobites . . - 2380382, — 1 BLanco 32 002073808380) — Fourtaui .380, 382, 386 — Peroni . . . .380. 382, 386 — Schweinfurtn . . 380, 386 Nephelin 30104 169 Nephelinbasalt . . 164, 166 Nephelindolerit, Kleinasien . 506 Nephelintephr it. 482 —, Kleinasien 505 Nerineenmarmor 418 Nerita Martiniana 51, 81, a 94, 203 — selvagensis . , 82, 94 Nemitidaenama at Neritina RER 5 —ejfanmatils. > = „2.261, 629 INenitopsidaena Eu ,850 ı Neritopsis radula 80, 94 | — — var. moledonensis 80, 94 Netteberger Sand . . 142, 450 Neubildung von Camallit . 113 Neurodentopteris cf. odliqua . Neuwieder Becken. . . . 158 N Niedermoore . . BR Niederrheinische Bucht . . 576 Niederterrasse 447 —, Ägypten . es 8 2 06. er ordamae au ee sahen 03 050050529416 778 Seite | Niederungs-Moor (siehe auch Flachmoor) 194 Niemegker Ton . un 631 | Nilfacies des Diluviums . 444 Niltalgraben . 443 Nitella flexilis . 211 Nontronit . 125 Nordseeküste . 101 Norfolk-Cromer-Stufe . 461 — -Forestbed 11.6428 Normaltuff 155. 161 Notidanidae 198. Notidanus margınalis a) Nubischer Sandstein 407, 412 Nucula Greppini. 04 — producta 547, 563 — subhammeri IL, Nulliporenkalk 431 Nummulinidae 52 Nummulitenkalk 200 | _ —, Syrien . 433. Names Br ongniarti ll — Fichteli. 370, 376 — intermedius 370, 374 — laevigatus . 20009 — Lucasanus . 369 — sp. nov.?.. 370 — obesus 0, — perforatus . 130, 369 — Ramondi 0 — Sub-Brongniarti . 377 — variolaria . 424 Nuphar luteum 167, 292 Nyctodactylus . OH ION Nymphaea alba 167, 292 ©. Öbercenoman, Aoypten . . 381 Oberdevon E 223, 451. Oberdevonische Schwämme . 91 Oberdiluvium 430 Obereoeän . 366 Obere Kreide, Aoypten 2379 — —, Eruptivgesteine 420 — —, Hochfelln 7) — —, Kleinasien 2290) — —, Palästina 406, 418 — —, Thüringen 38 Oberjura, Gandersheim 38 Oberkoblenz . 225, 228 —, Harz 229 Obermioeän 441, 45 —, Niederrhein . so DAS Seite | Obermiocän, Palästina 426 —,. Sylt». 58 OD eo Frankreich 637 —, Mainz . 1 638 —, Niederrhein . 577, 659 —, Südwestafrika . a Oberpliocän Mes —, Palästina . E26 Obersenon ER DATEN Obersilür i. 20 2 Se ‚ Kellerwald 221, 456, 601, 672, 674 Obsidian 105, 697 —, Gasgehalt 2 —, Südsee SENT -—, Umwandlung 697, 107 Obsidianbomben 241 Obsidiangänge 709 Odontaspis contortidens 495 — cuspidata 495, 497, 500, 501, 502 — elegans var. substriata 495, 500, 502 Odontopterygia 521 Odontopterya . 520 — longirostris en — tohapieus . 507, 516 Öelheimer Horst . . . 331 Oker-Linie der Salzhorste 329 Oligocin 308, 318, 376, 384, 203 —, Agypten . 412 —, Oelebes . . 5 194 ; Deutsch- Ostafrika . 370 —, , Eisleben . 334 —, Hannover 329 — , Harz 336 —, Kleinasien 515 —, Mittelrhein 362 —, Niederrhein . 971 —, Palästina . 425 —, Querfurt . 366 —, Thüringen 390 —, Verwerfung . 365 Oligocänkies, Thüringer Becken 320, 331, 332, 346, 358, 375, 391 Ousocn Manz we 636 Oligocänschotter 320, 331, 358, 375, 391 Oliva clavula . 89 — cf. Hammulata 205 . Olividae 88 Olivin 3 164 Olivinhyperit . 36 Seite Omphaloclathrum Aglaurae 49, 73, 94 —. miocenicum 13, 93 Oniscidia cythara var. post- apenninica 85, 95 Baden. .-. 947 Bekikhilduna . 2.2. .0.. 247 Oolithkalk, Palästina . . . 485 Oolithvorkommen . . . . 250 ünal‘.. 125 as Ton, Weißenstein 523 Operculina africana 369 — Sp. ee 20 Opetionella alpina Nez: 120 Ophicaleit, on Klein- asien . 900 Dahcha:s . . LE 104 Ophite, Pyrenäen 342 Orbieularis-Schichten 619 Orbitoidenkalke . 194 Orbitoides sp. - = = - 369 Ortberggrauwacke 228 Orthis, Kleinasien 469 Orthoceras sp. . s 91 Orthogneise, Entstehung 344 Orthoklas, Ausdehnung beim Erstarren . A EN N) Orthoklasporphyr, felsitisch, Kleinasien . 498 —, Kleinasien elta Oekophrasıminen‘ . . ....- 369 OÖrzescher Schichten . . . 24 Osannsche Analysenwerte OÖsannsches Dreieck 285 Osning-Faltung . 319 Ostalpine Decke 66 — Überschiebungen 2206 Ostracion sp. 31.499 Ostracoden sel Östrauer Carbon 0.2.4959 = 3sehiehten .. '.. : .. .:..422 Ostrea en 220, 464 — biaurieulata 224988 — cucullata 430, 432 — digitalina . .. .. 432 — ale ae ee 7/ — flabelliformis . . . . . 59 gtganteun - .. 2.2 0,180 — hippopodium . .546, 558, 560 — hyotis Re eo) — Lyonsi . 419 — macroptera 559 — pseudo-crassissima 432 — semiplana . 559 779 er” Seite Ostrea Sp. 371 — sulcata . h 559 Östreidae A 0 A531; Ostthüringische Monaklnals 344 Ostwind 272, 303, 31,.61 Ost-West- ie Nieder- rhein . f Hl Otodus Aschersoni 496, 302 — Koerti 49%, 500 — obliquus 496 Ottweiler Schichten 246 Ovabildungen, Kleinasien 463, 467, 484, 512 Oxford, Ostpreußen 150 Oxyrhina Mantelli 498 O.xystele Böhmi 78, 94 — patula 78, 19 — sauciata 19 127 Pachydiscus Menu .: . . . 261 Paläarktisches Gebiet . 233 Palaeohatteria 535 Palaeolithicum e 451 Palaeozoicum, Nleimasen ea! Palaeanodonta 440, 451 I DICOEINOLaE — Castor . . . 441, 452, 453 — Ernae 453 — faba 453 — Fischeri 4523 — Fritschi 453 = Okensis . Se EI — parallla . . . .. 441, 454 — Tpotzaseheck) nnd — Posepnyi 453 — rectangularıs . 454 — sarana . 454 — sphenoides . 453 — subcastor 452 — Verneuili EN en 200 Balavonıttul > rear. 312, Pallasiella quadrispinosa 213 Paludina, Posen . 117 — achatinoides 118 — contecta Seid. — diluviana 71110249 — duboisiana 118, 624, 629 — fasciata 265, 301, 118, 630 — Fuchs . er ls — Neumayri . 118 vivipara 229, 265, 300, 118, 630 Palndinenpank, Ban 629 Seite Paludinen-Stufe . 427 Pandora glacialıs 680 Pannonische, Pfilanzentypen 192 Panopaea Heberti Paradoxides 411 Paragneise 345 Paralleltextur ol. Parkinsonia Parkinson De en un Weißen- stein . 528 Parvocaricetum . ; 130 Parvochlamys cf. oolaevis . 59, 92 Pattalophyllia bilobata . 39 — costata . N) — cyeclolitoides 139, 310 — dıilatata 140 — subinflata . N) Patula pygmaea . 220, 227 — rotundalta . 0259 — ruderata 205, 220, 224, 227, 264, 301 Pechstein, Meißen 1025205 Pechsteinfelsit, Meißen 205, 695 Pechsteinglas . 2922206 Pecten Bauerti 546, 555 — benedictus . ei) — Burdigalensis . 50 — corneus . 2.2004 — cretaceus 546, 954 — cretosus 546, 955 — curvatus 546, 559 — decemcostatus . u ....092 — dentatus 546, 553 — ex. aff. cometi ON — Fawasü 546, 551 — Gray ee N) — Haueri — Holgeri, — isthmicus ro — lawis . . ...... 546, 554 — Jatissimus . a) — mediocostatus . 546, 552 — membranaceus 2084 — miscellus 553 — multicostatus . 551 -— muricatus . 429 — Northamptoni. 50 — orbicularis 554 — vpes felis 57 — pictus h38 — pleuronectes 371 — praescabriusculus a ol) — pulchellus . 546, 954 —- revolutus na 363.364 | 780 50 | 50 | Seite Pecten rotundatus 50 — scabrellus . 425 — solarium 50 — Soldanü Di: SD 0 — striatopunclatus . 546, 554 — subdecemcostatus . 546, 552 — submiscellus 546, 553 — substriatus . Be oT, — subtextorüus ee — trigeminatus 946, 552 — undulatus . 546, 556 — Vasseli . 432, 372 — aff. vimineus . 151 Pechbrunnen . . 458 Pecopteris Miltoni 246, 247 — pennaeformis . .. 246 — plumosa 246 Pectinidae . on, Pectunculus 433, 434 — glycimeris . 20 — obovatus 639 — pilosus . en 0 Peel-Horst . . 414 Pesmatitanhydrit, Staßfurt . 623 Pegmatitgneise 200 Pegosmose 114, 339 Pelikan. „02920 Pelycosauria nt Peneplain . 307, 315 Pentamerus galeatus. 91 Perioden, foreneeschichtliche 172 Periode der Zitterpappel 181 Periodus Komgg . 22.22 255 Perlit . 104, 702, 708 —, Peru, Gasgehalt ..245 —, Wassergehalt 697 an Australien 436 „ Mansfeld . 334 , Schwarzwald 640 Be der Wüstengürtel 446 Permo- Caon, Australien 436 Perna . le, — mazillata var. . Soldanüi 48, 54, 92 — Sandbergeri 637, "638 Pernidae 54 Persona, tortuosa . 56, 95 ' Petroleum, Totes Meer 422 Petroleumschichten, Elsaß 366 Pfalzburger Mulde . 307 Pfeifenton . ee... " Pflanzendecke, Entwicklung 99 Pflanzengeographie . 117 Seite | Pilanzengruppen, postglaziale 101, 280 Phacopiden, silurische . 675 Phacops 293, 225 — Bronnti . 673 — elegans . 675 Phanerogamenilora . 280 Phasianella ovulum . 638 Phillipsastraea 91 — ananas. . ER HOZ. Phosphate, Palästina . 421, 425 —, Südkarolina . ee ,„ Südsee Si 8080 _— E Toko sn: . 482 | Phosphorsäure in Mooren 156 Phragmites . . 130 — communis . ST, 176, 292 Biranmmes Tori... .... .. 153 Phragmitetum 130, a 286 Phyllit, Kleinasien . 477 Phyllitgneis . . Phyllitischer Schiefer, Klein- asien . . 489 — Tons chiefer, Kleinasien 495 Physa De 441 — fontinalis air, 225, 226 Picea 29050 — excelsa . 170, 48, 56 | Piezokrystallisation 358 Pineto-Betuletumtorf 180 Pinguit . 125 ad. nn 126 Pinus 226, 274, 49,52, 59 — Cortesii . en ee DT — silvestris - 166, 178, 274, 278, 292, 48 Pisidium amnicum 207, 210, 212,217 — fossarinum 208, 210, 212, 216, 217, 995, 226, 227 — nmilium . : ee — nitidum 200202 — obtusale 208, 212, 218 — pusiüllum ee — sp. 214, 221,222, 223, 224, 228 208, 211, 212, 298 — supinum Placosmilia bilobata 140 | — multisinuosa 141 — strangulata . I Plagioklasbasalt . 161, 174 Plagioklasporphyrit, Palä- stIna, ... : A) Plagiostoma semisuleata 550 Plaisancien .. 427, 430 Plankton 129 Seite Plänerschotter, Leinetal 170, 425, 595 Plänerschutt, Leine TEN Planorbis 441, 231 —- albus 995, 226 — ammonoceras . . 260 — arcticus 214, 222, 256, 257, 264, 298, 299, 300 — complanatus a DT, — contortus . . -3218.0228 — corneus. 218, 229, 265, 300, 301, 630 — crista . 209, 212, 218, 225 — glaber BER EEE SM nl 1-22, — gredleri 223,.229 — leucostoma . re Dee Dal — marginatus . 226, 227, 300 — nautueus. 207,208. 222727 — nitidus . 2.29218.1226 — rotundatus . 207, 212, 227 — spirorbis 225, 226 — stroemi . . 214, 218, 222, 228, 229, 256, 957, 259, 264. 298, 299, 300, 301 — umbilicatus . 218, 294, 225, 229, 264, 300, 801 — vortex . 224 Plastizität der Salze 398 Plateosaurus 218 Plattenkalk, Culm, Sauerland 223 — ‚ Hochfelln . 717 Plattklippgerölle 463 Plectignathi : 91 Pleisbachtalspalte 154 Pleistoeän . ya, Plesianthus Böhmi SIE DL. — testudinarius . 371, 378 ı Pleuromeia Sternbergi . we 208 Pleuroploca (Fasciolaria) tar- belliana . nn 88 Pleurostomella subnodosa 146 Pleurotoma . : 203 Pleurotomaria Kadzielniae we Plioeän . bb, 56. 46, 49 —, Agypten . 412, 416 —, Kl2 6 343 —, Braunkohle . 581 —, Italien . 2.95 —, Kleinasien 513, 515 —, marines, Syrien . 430 —t Balastiınarı 2 2 22:30.40062426 . Posen . 10 = Rhein 475, 476, 579, 580, 581, 583, 586 51 Präglazial . 782 58 | . 23, 427, 29, 46 Seite Pliocän, Süßwasserfacies . 487 | — Dylan 52, — , Thüringen "401 —, Totes Meer . 455 | Pliocänschotter a Pre Pluvial . 445, 449 —, Totes Meer . . 454 Pluvialterrasse 447 —, Jordan 453 Pluvialzeit. 447 Pneumatolyse a 1 Polytrichumtorf . 151, 289 Pomatograptus 2.2220, Pontische Hügel 120 — Pflanzentypen 192 — Stufe 426 Pontoporeia affinis . . 273 Pontus, Entwicklung . 230 Ponzatrachyt . 2290 Populus tremula . . 167, 292 Porphyr, Kleinasien . 418 | —, Meißen I 205 —, Wechselburg 697 Por phyrite, Wengener. 167 Porphyritmandelstein, Klein- asien . 5 . 509 Porphyrkonzentration 208 Porphyrkugel 210 Porzellanerde.. : 124 Posener Flammenton . . 17, Postglazial (siehe auch Allu- vinm) 124, 163, 222, 272 23, „ Ostseegebiet . 689 Postglaziale Klimaverände- rung . I 99,17 — Liparitgesteine . 199 — Krustenbewegungen 392 — Terrasse . 29 "Postglazialzeit 99, tr 143, 153, 190, 199, 205, 206, 236, 297 Posthume Einmuldung . . 8365 Potamides Lamarcki 637, 638 — plicatus 2 03d Potamopeton 164, 291 — alpinus . dl — compressus 211 — natans . 211 Praecambrium, Australien 436 —, Palästina . 408 Praecardium 672 Praelucina . 672 Präcretaceische Störungen 379 | | Seite Präglazial, Leinetal 427 —, Thüringen 392 Präglaziale Flüsse . 17, — Gera . 387 — Schotter, Rastenburg . .. 3% Präglaziales Hochmoor 154, 158 Präglazialterrasse der Ilm 397 — der Saale . ; 397 Prälitorinabildung . 275 Präoligocäne Störungen . 378 Prasem . rat Präsenone Erosion . 999 Prehnit. 14,82 Pressungserscheinungen im Salz. Schar Br) Prestien 452 Priabonahorizont Ol, Priabonaschichten . 134, 376 Primärformation, Südwest- afrika a ee Productella sp. 5 91 Produktives Carbon 245 Profil eines norddeutschen Moores . 148, 290 Projektionsmethoden 284 Propylit, Algerien . 342 Protocardium Hillanum 464 Protoklasstruktur 351 Protolenus . 412 Protosuuria 27 Psammobia plana . .. 363 Psammophila oblonga 17, 94 Pseudo-Endmoräne . ..390 Pseudoliva Orbingnyana 86, 95 Pseudotissotia segnis 380, 383, 384, 386 Psiloceras-Schichten, Braun- eckAp = 721 Pierodact, ylus spectabilis 58 Ptychoparia 412 Pupa alpestris 205 Ener 205 — columella . 203, "905, 264, 300 — Krauseana 5 29T — muscorum . 214, 220, 227 205, 220, 257, 264, 299, 300 turritella Purmallener Mergel 2729 Purpura rarisulcata . 87, 95 — Sismondae 86, 95 Purpuridae 236 Puschkinit OL. Pyenodonta Brongniarti 63, 93 Pyenodus Se) Quelltuff, Palästina . 459 Quercus . 216, 226, 48, — pedunculata 167, 292 Quetschungsprozeb . 357 Quetschzone im Basalt 95 Quintär 261 R. Radula lima var. dispar 55, 96, 92 | — — var. pliodispar 56, 92 mer yarksüubtihs .. . . 56,92 Raibler Kalk, Hochfelln . Zu | SOr. > Seite Rajıdae 494 Randlöß 269 Randspalten des Thüringer Waldes . 394 Rasentorf . . 165 Rät, Brauneck- Alp. 721 "Gotha . 353 R: ätische Decke . 66 Ratte : 218 Rauchwacke . : 66. 69 Recklinghäuser Sandmergel 429, 433 Red Crag of Suffolk 428, 461 Regelation . ER. | Regionalmetamorphose 270 Regressive Moorbildung . 138 Reihenvulkane 296 Reisertorf . ae als. | Rekrystallisation. 114, 599, 600 | Rekrystallisationsvorgang 339 ı Relaiswirkung von Erdbeben 614 ı Reliefs, Umkehrung . 309 | Relikte . ie: 273, 295 Relikten des Yoldiameeres . 308 ı Renntier .208, 213, 238 —, Phoeben . 0 —, Pommern s 274 Reptilienreste, Togo 478 Seite Pyenodus Bowerbanki . . . 488 er 2.488 — mokattamensis RE I 0t6) — FPellei 4188, 504 — platessus lets) — toliapieus . 4.488 — variabilis . 5300, 504 — — var. togoönsis . 0. 485 enatkalk . ......082 Be . .. .-7 11.168 Pyrophyllit 126; Pyrosmalith 36 Pyroxen 10 Pyroxenandesit, Java . 308 Pyroxenfels 28 Q@. (Juartär, Palästina . 426 —, Südafrika 503 Quarz, Harz . 2 369 — des Pechsteins . 105 —, Smyrna 463 Muarzbamakıt. » ..2. ..291 Quarze, Heimat, Westfalen 395 Ouarzit... . Se 22) , Siebengebirge 155 Proc Dauphine 427 Quarzkiese, kaolinhaltige 45 (Juarzphyllit . 166 Quarzporphyr, Auersberg 396 —, Dobritz . 208. 102, 205, 697 Dossenheim £ 213 , Palästina . 409 and, elenen i 582 Quarzschotter, Mainz . 635 —, Mainzer Becken 122 —, Oligoeän . 319 | Quellen, juvenile a Quellmoor . 18172992 Quellmoore, Ostpreußen ß 223 Resolution über seologischer Unterricht . 292 Reutelien . . A 452 Rhabdocidaris Sısmondai 48, 52, 92 Rhacopteris asplenites . „247 Rhamphorhynchus EN 0; — longimanus ern — phyllurus . .» 87 Rhein-Maaskiese, Süchteln 560 Rhein-Maasschotter 583 Rheintalgraben . 365 —, nördlicher 414 | Rheintalscholle, Dislokation 657 Niederrhein, maus 660 | Rheintalspalten NR 367 Rhinoceros leptorhinus . 427 — sp. 632 — tichorrhinos Kr 630 Rhinoptera polyodon - . 492 — prisca 5 : 495 Rhombodus Binkhorsti . 492 Rhynchocephalia . 480 Rhynchonella acuminata 91 — cuhoides 91 — Dutempleana . 566 Jr 44 784 | | | Salıx polaris 164, 209, 211, 216, 231. 269, 29172987302 164, 216, 269, 291, 302, — reticulata Salmiak in Gesteinen. 242, Salzauflösung . . ER: Salzauftrieb . 114, 339, 597, Salzausblühungen ' Salzdeckenschollen . | —, Hannover | Seite Rhynchonella inconstans 151 -— lacunosa 415 -- morawica . 416 — nucula . De — plicatilis 547, 566 ZANDER: =72.:5603 — subplicata . : 547, 566 Rhynchospora alba . let) Rhyolitperlit . 104 | Rhizocorallium 620 | Riede a ln Riesenhirsch . “207, 213,298 1 —, Phoeben . „624,632 Rißeiszeit . 448, 460 Rissoa turbinata . 70698 Robenhausien 420 Rofnaporphyr 66 Ross ın 218 „ Dogger, Schweizer Jura 516 | Roge enverwerfung . 823 Rohkaolin . 176 Röt, Hannover 391 —, Rüdersdorf . bi, Rotalia exculpta . 146 Roteisenerz, Kleinasien 478 —, Syrien. 421 Roter Dünensand 3 457 — Sandstein, Palästina . . 410 ! Rötidolomit : 66,69 | Rotkupfererz, Palästina‘ 414 Rotliegendes, Carbonicola 441 —, Sachsen 526 —, Schwarzwald 640 Rudaer Schichten 246 Rudistenkalke 420 Rukkädlava 459 Rüllen . Ä 138 Rumpffläche . 307 Rumpfhöhen . 415 Rundhöcker 680 Rundklippgerölle 463 Rurtalgraben . 415. Russische Platte 147 S. Saaleeiszeit 30 Saaleterrassen 4 364 Sachsenburger Pforte . 333 Sahelien 343 Salinare Endmoräne 601 Salitfels 27 Salic caprea . 167, 292 — phylieifolia .164, 216, 291 .„ Salzsee, Kleinasien . Salzeinschlüsse in Basalt Salzhorste . Salzlager, Algerien . —, Heldburg. — StaDlurge Salzlagerstätten . Sulzmassenbewegung : Salzmoore . Salzquellen —, Pommern Salzspiegel Salzton . —, Roter . —, Staßfurt . —, Totes Meer . Sande —, glaziale — von oranahlemm — von Nettelberge o Sandfeld, Scmesnle ; Sardkalk ; ; : Sandlöß, Kleinasien Sandmergel von Reckling- hausen ; Sandrı - R Sandschlitfzone, Sylt Sandstein, Bocän Sapotac ites oligoneuris . Sargodon Sp. . . Sarmatische Sehehuen. — Stufe - Sattelgebirge . B Säug-tierfauna, diluviale, Hameln . 5 Saussurit, Rlemasen : Saussuritgestein, Kleinasien Sazicava arclica — pholadis 5 Saxonische Scholle . Scalpellum . — fossula . . Scapanorhynchus subulatus Scaphites binodosus . 260, 113, 318, 479, 114, 339, 207, Seite 692 261 244 339 599 261 145 344 597 326 342 343 621 327 600 260 260 609 480 599 319 334 623 454 144 785 Seite | Seite Scelidotherium ANY 569 | Schuppenstruktur 604 Schatzlarer Schichten . 295 | Schwadowitzer Schichten 245 Schaumkalk, Sondershausen 359 | Schwämme, Oberdevon 91 — , Rüdersdorf . 619 | Schwartenkohle, Kounova, Scheuzeria palustris | Saurier . 533 135, 134, 158, 289 | Schwarzerde, Palästina 437 = zelorl ... h 151 | Schwarzkalk . 462 Schichten von Grund . 50, 95 | Schwarzkalkschichten . 462 Schichtenschwindung im Salz 1/5 | Schwarzrandschichten . 462 Schichtenstauung im Salz 115 | Schwefel, Totes Meer. 458 Schiefer, phyllitischer 4839| Schwetelkiese.., 2 22, Ser ZU Schieferhorizont . 462 \ Kleinasien . an ASD Schildvulkan . 215 Schw eißschlackenkegel 218, 221 Schilfgenossenschaft 130 ; Schwemmtorf, interglazialer 626 Schizaster howa . 319 \ Schwengimattverwerlung . 524 — Uhligi . 378 | Schwerspat, Harz 369, 373 — n.Sp. . 371 | Schwerspatgänge, Harz 372 Schlammablagerung 135 |; Schwingrasenbildung . 147 Schlammbildung Tu: 129 | Scirpus caespitosus . 133, 134 Schlammpfuhle, Celebes . 195 | — lacustris er RL SO Schlammquellen, Celebes 594 | Scrobicularia piperata . 275 Schlammvulkane, Celebes 594 | Scyltium | Schlange, Eoeän . . . . 484 | Scyphoerinus . . .. . 226, 612 Schlickböden, Nordseeküste /01 | Sedimentgesteine, Entstehung 247 Schlick, Sylt. 64 | Seebecken, glaziale . . . 679 Schlierenbildung 355 | Seeterrasse, Jordangraben 454 Schlierengranit . 353 | Seggen. . 130 Schlier Schichten 50 | Seggentorf 151 Schlingen im Salz . 115 | Senkel . . 3.96) Schlönbachia Quaasi 383 | Senkung der Nordseeküste. 101 Schlotbasalt . 93 | Rhein-Schiefergebirge 470 Schlotheimia angulata . 1207| Senna ssihenken des nord- — Donar . . . . . 721,722 | deutschen Flachlandes 216: — marmorea . SR 720 | Senkungserscheinungen, SchmelzbarkeitderBillitonite 242 RheinischesSchiefergebirge 475 Schmelzwasserflußrichtung 399,391 | Senon SE: 307, 421 Schmiedematt-Teuffelenweid- = Aoyptem’, na. 0. 0 60007. Scholle . 533 | —, Hannover RE IR 2772) Schmirgel, Kleinasien . 466, —, Harzrand 2.0. 0 20.2314 Schollenbewegung . 26°, Palastma 2407. 413,418 A193 —, Einfluß auf Talbildung . 22 | —, Westfalen AT Schollenbewegungen, Afrıka 431 | —, Westpreuben . 544 Schollendome 221, 215 | Septifer vblitus 64, 93 Schollenverschiebung, dilu- ı — superbus 64, 95 viale. . : 416 | Sequan, Schweizer Jura . . 51% Schonische Stufe . . . . 461 | Serieitisierung VEN URS TRLIE Schotter, Kleinasien 476, 478, 484 | Sericitschiefer 353.395... 356 —, Leinetal . IE 596 | Serpentin . il, —, verlehmte 5396 | —, Kleinasien Schotterterrassen, siehe auch 4716, 496, 498, 503, 511 Terassen . 22 | Serpentingestein,Uralitisches, —, Kleinasien 476, 478, 484, Kleinasien . 493, 495 511, 513 | Serpula spirulaea 3150 Schotterzüge, Thüri ingen . 390 | Shoshonit . 291 Seite Seite Sıcılljanor re 2...428 | Sphyradium edentulum. . . 204 Sickerwasserhorizont . . . 159 Spiegelthaler Zug . . . .. ‚371 Siedelungsgeographie . 117, 283 | Spirifer conoideus . . . . 91 Siedelungsspuren? 2 ., 22 1192) —simpleu2 2 Siegener Grauwacken. 0497| sp. .2. u. er — Schichten... . '. .."..225, 724 ‚Spinolocuhna 2. . or Sıqllaria 2.02 22.22.2026 | Spondyldae ms Sr — scutellata . . . 246 | Spondylus baiwonensis . . 62, 93 Silikate, Verhalten beim Er- —" Bvancal ur. 2 2500002 starren . . ....418 |. — cisalpınus . „ns rt Silikatgläser, Schmelzver- —. concentrieus . .61..0232 suche . „2.002.664 |. — — var. imbricata 201533 Silur, Kellerwald — Delesserti. : . . . 60, 2 221. 456, 601, S 674 | — Dutempleanus . . 547, 558 ‚keipzior. 2... 511 | — gaederopus Sindendune US 482 | — — vär. inermis . . . 60, 92 Sizilien nun gar 498, 429... —"latus 2 0a Skanium .."......0....428, 429 | == mmocenieus 2 2 Skala nr ne. 288 I =eiNoronliai » 2 NG Skolithensandstein. . . . 30 | — Spe se 2 ee Slangkopmergel. . . . . 4693 | = spinosus een Smilotrochus undulatus . . 139 | Spongia saxonica .. = 281 Sodalithtrachyt . 2 ...22. 29027 Sponsten oberdevonische . 91 Solfataren. . . . .......873 | Spongitenschichten, Hochfelln 717 —, Celebes . . . ......594 | Staffelhorste, Rügen . : . 60% Sölle ....... 0.20.02. ...183 | ‚Staltelschollen,Sieseraunlesnr 3 Solutreen. .. 2. . 2.452. Stahlberger. Stockgr 124 Sösetal-Graben . . . . 871 , Staßfurt-Egelner Rogenstein- Spalteneruption, salinare . 597 sattel >. Ss ea Sparella obsolta . . . 89, 95 | Steganopodes . 517, 520 Spateisenstein, Harz . 369, 373 | Steinhorner Schichten. 224, 673 —. Siegerland . ... . . 24 ‚Steunmengel Ba le Spätglazial Steinsalz . - le 215, 219, 258, 269, 272, 302 | —, Mittelsteim . . ... . 365 Spätglaziale Phase. . 206: | ©—, Staßfurt, 2.2 Spätglazialzeit . .236, 256, 802 | —, Totes Meer"; 2 2 2222154 Spatsand . . . 3 208 | Steinzeit, jüngeren 2 Sphaerium corneum . . 222, 226 | ‚Stelletia. 2 000 — dupplicatum 207, 208, 211, Stenomphalus 2 22 2 ee 212, 256, 257. 264, 298, 300. |: Steppen . „use ee — mamillanım . . 218 | Steppenfauna. 2 Sr er — BP. 2... nen 050214 | Steppenheide 2 2 Sphagnetum . . . ......149 | Steppenperiode Sphagnetumtorf.. .112, 156, 292 172, 173, 175, 181, 294 Sphagnum . . 131, 138, 194, 196 | Stereorhachis . . 827 — 'Sternbeigü = ...2518 Sul ar 127 — subsecundum . . 131 Stillstandlage des Inlandeises, Sphagnum-Torf 149, 152, 278, 289 Münsterland . . © . . 387 Sphärolith.. 104, 207% 209, 716 |. Stinkkalk . „2 sm Sphärosideritsandstein , "Sylt 427, Stimktort al Sphema. 2. 0...02.2209 | Storuneen: Hahnberg . = 20356 Sphenodon . . ER RC , hereynische, Thüringen. 345 Sphenophyllum majus . . . 24 ST aazene Eichenberg- Sphenopteris obtusiloba . . 246 Gotha-Arnstadt-Saalfeld . 351 a Seite Seite Behlsten ı. . 2. .;...38 | Süßwasseiplioeän . . . ..487 Eezihlsteinfels .. .. . ...27 | Süßwasserton, Sylt. - .... 58 Strandterrassen . . . . . 114 | Süßwasserzweischaler im ren. 2... =. . 163 | - Carbon. ee A Strandverschiebungen . . .8. 26 , Swartmodder Series . . 465 Stratigraphie, Palästina . . 408 Syenit, Ausdehnung beim Er- Batoyulkane .:. . . . 800 STARTEN ne N Streckung, primäre . 46, 355 Synapsida NR ee... 48: | Syringopora .. an nr 91 Streß . 22.032. Syrischer. Graben“. 0227440 Streusand, Niederrhein 3 8 Stricklava, Südsee.» 1....0..887 e Stromablenkung, ozeanische 285 T Strombus coronatus. . . . Er Pachea: emoralis. =. 2 22. 220: Stromkurve, Elbe . ie Tachypeles = +7 2% «10%918,..920, Strontianit, Harz . . 8369, 373 Hafeljurax. 22 a Er rs Strudellöcher, Rüdersdorf . 619 | Talbilduug . . . ... 1 Stubbenlage in Mooren 179, 294 | —, Hannover. . . . . .. 6722 Eakensänd Niederrhein. .: 584 | Taleosit -. . „2. 126 Stuff- -Verwerfung, Stahlberg 724 | Talentwickelung . . .. 2 Beulen emarcata , .. .: 138 | Talsand . . ....-206, 297, 33 ae se... 188, |, Berlin . u. 3 0... 617 —smenssu 2.2. . 1882 = Berliners ale ser 2 762 Subalpines Gebiet der Flora 233. ve Havel ss 0 627 Enerlegcherberiode: .. . .. 195 | Talsanddünen » .. „20.231 Subarktisches Gebiet der INalterrassen Ss swner En 2 Blera .. . 2-29 Raltont hr See 20 Subatlantische Periode . . 161 : Tannrodaer Gewölbe . 359, 363 Subbexeale Periode ... . 161 | Zapes aureus . . . . 687 Subhercynische Versenkungs- — — eemensis . 689 becken .. . . .. 116 Tectarius nodulosus 51, 82, 94, 163 Submarine Moorbildung 2 NS 1. Leetumazcktaumnensis®a# 23.18, 94 Bememalimen.. . :...... 2041|: Teeturidae. 2.0... 22.0.8 18 ee. 25203] ‚Degel’von Baden n 2..,...00 —senlandica .. . .. ...2..204 | —, Kleinasien‘ . .. 2... ... 474 ES eawar 2 . ..207, 212, 227 |. Tegelschiehten . . .:.:. 95 Biere . - . . 203, 227 | Tektit . . 240 — putris . . . 221, 224 | Tektonik, Beziehung zu Vul- — schumacheri 214, 218, 221; kanen Dr rat 295 256, 257, 258, 264, 998, 299530021 Niederrhein 0020022713 "Süderenze der Verbreitung = Schwarzwald 2, 20.2.2.5639 der Mollusken . . . 204 ; —,.Siebengebirge . . . . 153 Südosteuropäisches Gebiet . 234 —, Weißensteinkette . . . 516 Südwesteuropäisches Gebiet 234 | Tellina calcarea.. . . . . 687 ST Be 30 Goldjussa 5 22... 05446566 Sutelk Grar. . . . 498, ZINN INS es Sula.. . lt Mellundaeı a le Salfuhkalk . . . ..:.... 70. Tellinites carbonarius « . . 447 Suarlsauschotier . . .... 427 | Tembeling-Serie. . . . . 202 Sus scrofa..-. - - - » ..632 |, Temnopleurus toreumaticus . 432 Süßwasserdiluvium . . 437, 443 Tentaculiten, Kellerwald 223, 672 Süßwasserkalk, eocäner . . 362 | Tentaceulitenschiefer . . . 223 Süßwassermolluskenfaunen,, Tentaculites SpIen N | Plzaaler 2.2... 2. 4%, 206 erebratula bisuffareinata . 416 Seite Terebratula carnea . 547, 567 — depressa 547, 567 — semiglobosa Bes Bol Terebratulina chrysalis 547, 568 — Glisei i „29411968 Terrarossa, Kleinasien 469, 476 Terrassen . a ‚ Ägypten . 447 " Kleinasien 476, 478, 511, 513 — , Leine i ‚171, 425, 546 —, , Lüneburg 282 5. Netzes er nn ee — , Ostpreußen . 222 Saale u. 7; ones kemams 4, 10, = 15 Terrassensysteme . . 26 Terrassenveibiegungen . . 21 Ten Deutsch-Ostafrıka . 368 , Hannover 330 - Harz 336 —, mn ß 633 —, Niederrhein . 576 ‚ Pommern 120, 610 - Pontin 230 - Schweizer men 519 Tasmanien 434 Tessiner Gneis . en Ressinı-Sanelsten un 20202279 Thamnastrea microconus . 151 Thermen, Pyrenäen 342 Thomsonit EEE, Thorn- er aller Tal ee ihraulite 2 Thuidium ee 211 Thumer Stein (siehe auch Axinit) . en 4 Thüringer Wald-Geröll 392 Thüringische Vereisung 402 | Tiefenmetamorphose . . . 354 | Tigersandstein 412 Tilia 3 226 — parvifolia . ee OT Tissotia Fourneli 381. 387 — Schweinfurthi 381, 3806 — securiformis 381, 386 —.' Sp. a ROT — Tissoti . 381, 383, 387 Titansäure in zersetztem Ba- saltı en IM Tıthon us see Fock... son eo Ton. ee em 209 Tonellipsoide . ee ne 26 Tonerdekieselsäuregele . . 125 788 Seite Tonna-Griefstedter Schotter- zug 390, 392, 401 Torf . 135 —, interglazialer 426 Torfbildung auf dem Trockenen . 132 Torfhügel . 136 Torfzerstörer . es 1lars Torpedo Hiülgendorfi 501 Tortoniano (siehe auch Tor- tonien) . 47, 50, 95 Tortonien . a7, 19, 50, 95. Tourtia, Ohmgebirge en! Trachydolerit 174, 290 Brachyte RR 95, 290 —, Ausdehnung beim Er- starren ; 419 Kleinasien 463, 487 Trachytglas, Kleinasien 487 Traineau ecraseur . . Frhr Transgression des Mesozoi- cums, Celebes 207 — des mittleren Buntsand- steins . 415 _— des mittleren "Oligocäns „ 415 ' —, Niederrhein . a 415 ı— den oberen Kreide . . 418 Trapa natans . 168, 275, 292 Travertin See Trias, alpine 22 Ve — , Nordhannover a —, Rußland . 729 — , Saurier 270 — Schwarzwald 643 — , Thüringen 35t Tridacna sp. . 371 Trıftformation 113 Trimerocephalus . 225 Trionychidae lei, Triüonidae. » 2012. 2022788 Triton tortuosum. 2 22.272786 Trochidae. 2 2... 2 ware Trochocyathus el — van den Heckei . 132, 139 Trochosmilia alpina . IR — bilobata 140 — Panteniana 138 | — varicosa 138 Trockenheiße Perioden 124, 283, 284, 285 Trockenperiode 111, 118, 122, 124, 139, 153, 161, 174, 175, 179, 180, 278, 281, 287, 989, 291, 294 Seite Trockenperiode, Palästina 456 Trockentorf . 129, 132 Trockenzeit a te! Trogtäler . - a lorasi Tröpfchenkegel . 216, 221 Trophon clathratus . 2.0877. Trümmerkalk 557 'Trümmerzone, Kleinasien. 412 Trygon (Hr yrolophus) er 492 Trygonidae . 494 Tubinares . 518, 520 nr Meißen . 207 alasımar. .. 205 040...409 » Siebengebirge 199,199 161 Tundra : re BL Tundrenfauna 272 Tundrenflora . 164 Turmalinisierung 80 Turon e 549 —, Agypten . a —, Fauna . 554, 558 —, Palästina . A rl Ike) Turritella Bellardü . 83, 94 — meadiü . En hd — name ee Pe — ungulina 464 Turritellidae 88 era... 2..::.041,.82 Tylodendron 232 Tympanotomus submargarita- ceus . Ä 637, 638 Typkis cuniculis ; .. 6938 108 Übergangsmoor 1291971.,286 Überschiebung, Tsenburg 602 —, Kellerwald : 458 —, Nordwestdeutschland 380 ,„ Thüringer Wald 399 es des Gasteren- tales . 083 — der Täler, Kleinasien . 465 Umkehrung des Reliefs 399 Umtanvuna Series . . . . 464 Unio 298, 231, 444 — carbonarus : . .. .. 44 — (cygnea . „446, 448. 452 — margaritifera . .» -» . 44 — Schweinfurthi . 450 — Sp. . 208, 211, 212, 222 Untercarbon BRRL, 455 Unterdevon . 457 —., Harz . 229 7a > Unterdevon, Ilsenburg Untere Braunkohlenforma- HONNaERLN e — Kreide, Harzvorland . — —, Nordhannover . Unterer Muschelkalk, Sondershausen Unterkoblenz . Untermiocän, Deutsch- Ost- afrıka ß — , Mainzer Becken ‚ Niederrhein E —, Posen . un oligocän ,‚ Ägypten 5 3 -a —, subhercynes . Unterpliocaz, Palästina Rhen . : Ä DS geologischer : Untersenon, Harzrand —, Westfalen —, Westpreußen Untersilur . —, Leipzig Unterströmun eshypothese Unterteıtiär, Palästina Unterturon, Ägypten Upper Forestian — Turbarian . Uralit, Kleinasien Uralitaphanit, Kleinasien . Uralitdiabas, Kleinasien 497, 121, 141, Uralitschiefer, Kleinasien Urfer Schichten . Urgera . Urmosel Urmil } Uromitra af. nelonae Uırhein . Ursus americanus NV: Vaccinites Loftusi Vaginetumtorf Vallendarer Stufe Vullonia costata . — excentrica . — tenuilabris Valveta alpestris — andreaei . — antiqua 218, 299, 258, 264, 299, 300, 301, 625 Valvata eristata 217, 21822257 2268227 — depressa 217 — dilljeborgi 204 — nalicina N — piscinalis 204, 207, 208, AN AI IE AT > 993, 995, 296, 298, 229, 256 — raboti a Varanus nilotieus 480, 483 Variolith, Kleinasien 484, 510 Vascoceras cf. amieirensis 381, 386 — barcoicensis 382, 384, 386 — Durandi 382, 384, 386 — Kossmati 381. 382, ne 386 — Sp. 904 V egetationsformatiönen 380) Venericardia santoniensis . . 564 Veneridae . P 132.565 Venus Goldfussü . 547, 560 — Hupfeldi re 28 Ventricola alternans 15 — Bronni . 5, — libellus . 16 - — multilamella 14 — — var. taurominor 74 1, 9 — n. Sp. 75, 94 — praecursor 6) Verdrückungen im Salz . 115 Vereisungen, Berlin ae — des Leinetals . 170, 425 —, Münsterland . 387 W ergletscher ung des Franken- waldes 325 Vergletscherungsperiode 280 Verkarstung, Kleinasien . 515 Verlandung 146 Verlandungsbestände ; 129 Verlandungsmoor 129, 131, 135, 139, 183, 286 Verlegung der Flußmäander 9) Veröffentlichungen der Gesell- schaft 261 Verquetschungen, Kellerwald 458 Verrumpfung, miocäne, Klein- asien . 515 | Verruschelung in Salzhorsten 336 Versuche über Gesteinsbil- dung . Ä ee 200 Versumpfunesmoor > 183 Versumpfungsstadium . 184 Vertigo alpestris . 264 — antivertigo . 227 — Archen 0: 257 ‚264, 300 Seite Vertigo krauseana 220293 ı — parcedentata 214, 220, | 256, 257. 264, 2982397300 — — var. genesi 218 — pygmaea . 220 — substriala . 220, 257, 264, 299% Vertilla angustior : 227 — pusilla . 220 Verwerfungen, miocäne 341 ı —, mitteloligocäne . 365 —, Niederrhein . 415 —, Niltal . 430 —, Palästina . 408 ı —, Schwarzwald 640 ' Verwitterung . 101 ı —. interglaziale . 693 Viersener Horst . . 6560 Viersen-Süchtelner Horst 581, 585 . Vindobonien . eo. ı Vitrina angelica . 203 — pellucida > Vitrophyr . 1722125 2432 108 —, Felsitisierung 25 IL Viripara 440 — Martensi 5 . .. 450 Vola quadricostata . 946, 597 — quinquecostata . . 546, 557 Voluta Bezanconi 130 Volutidae 2 ee ı Vorland der Endmoräne Münster . 405 | Vortertiäre Basalie 0 00160 ' Vulkane 112, 295, 296 Vulkanembryonen 295, 304, 514 W. ' Wadifacies des Diluviums 444 ı Waldenburger Schichten . . 455 Waldmoor ....1293,131.7286 Waldtorf 132, 135, 139, 154, 165, 179 ' Walkerde . 427 ı Wanderdüne . . 37 „Wandern‘ der Gebirgsbil dung . 376 | Wermzmmalhne - a 186 Wassergehalt im Pelsit 206 — der Gesteinsgläser . 103 — der Pechsteine . 106 Wasserpest 3 . . 126 ee Einwande- rung . 124 Wassernuß . 126, 275, 285, 303 Wechselwirbel Weichseleiszeit Weichwasservegetation Weinbau Weinheimer Sana) Weißachenbruch .. Weißbirke. . . . Wellenkalk, Rhön . — , Rüdersdorf 3 Wengener Eruptivperiode Westpreußen . . . White River beds . Wiesenkalk —, Güstrow . —, Hinterpommern —, Müritz . —, Ostpreußen Wiesen-Moor . . . . Wilde Eier . 105, 208, Wildpferd . BE Mind. 82-, Windschliffe . Winterlinde ; Wismut, gediegen . Wissenbacher Fauna . Wollgras .. Woodia Beyrichi . Worthenia coronata . — Sp. . £ Würmeiszeit z Würmjgletscher Wüstegartenquarzit 226, 228, Wüstengürtel : Wüste, Syrien Wuynyardia bassıiana 3,% Äantho sp. Be alles Schichten Xenodolamia pravus — simplez .. . Xerophila candidula — caperata — ericetorum . — heripensis . 497, 134, 662 ai Seite Yoldıa arctica 268, 686 — lentieularis N dtelet Yoldiameer 273 ' Yoldiasenkung 113 ' Yoldiazeit Zaberner Mulde . 7 717 118 123 457, 602 446 437 | 435 91,9 245 497, 498 500, 502 220 262 262 262 Xerotherme Periode (siehe auch Trockenperiode) 117, | 125, 127, 283, 284, 285 | 172, 173, 181, 206, 293, ’A Zamites globuliferus ers, Zaria bonnei . 464 Zechstein, Haız . 371 —, Oberhof . . 306 —, Rüdersdorf . 619 —, Staßfurt ern, (04: —, Thüringen 344, 351, 367 — "Kalk, Westfalen .. 204 I She - le — —, Hannover . . . . 3% — -Salzplatte ; 118 Zechsteinschollen, Hessen 341 Zechssteintransgression, Niederrhein 415 Zeijatinlava EEE EL) Zentralyulkane © 2. 2.296 Zeolith . 127, 164 Zersetzungsformen des Ba- saltes. . 176 , Sollingbasalte ! 180 Zeugenberge, Palrasen s 382 Ziesel 125 Zink im Granit . 294 Zinkblende en le) —, Kleinasien 463, 465 | Zinkerzgruben, Kimituria 468, 465 Zinnerzlager . 202 Zinnstein . 27 Zitterpappel 167 Zoisit 10 ı Zonaria porcellus 85 — pyrum . 84, 95 — sanguinolenta . 85, 95 Zone des Actinocamax qua- dratus, Preußen . . 545 — der arktischen Conchylien 237, 264, 300 — — Dreissena polymorpha .. 261 — — — — und der Helix pomatia . 265, 301 — — Helix pomatia . 261 ı — — Jsocardia cor 41 ı — — Paludina viipara . 260 Seite Zone des Baar: corneus und Paludina Di we 2 Klee 265,301 —:— —. Stroemi 1958, :264, 301 ı — — umbilicatus und der! lo! Bykhinia tentaculata 259, 264, 301 «224, 2286, 22T ee ag % onitoides: nitidus 260 Zua lubrica Zungen im Salz. 'Zwaziland Series Zwergbirke . 'Zwischeneiszeiten Zwischenmoor. . - r > “x 4 4 ern ur x r ® s Be Der © 2 = 5 T b % » Em en = Be - ee ® u ’ -r re E * 7a ren to ex x: 2.ci . = - Fr am & . D tr er Pe o > { £ Ä fi R > Pr y z |: , \- 3 ee: e LED: SE - 3 14 x | > BEL Er x £ - To N N u ; 7 ver % , 3 $ er rn - R = N = 4 B = R < 2 ® e= x ” R T ie = E; « - — “ = m \$) A Se # 4 e Re - > f r r { > A we. ri u x fr Pf) 4, £ an « Ks SL “3 Soite 011220) 227 ER: Pr 4 voran ort ER Ita ..u 1320 ? 2 eE adei439 199, 1 4 nf 68).256 > r 5 2 af” Fer e; ae ae m: 3 - ei T u Zst, [2 us r ü j 4 = _ 3 Ce 7° Ä 4 73 “ 292 L An Er) ur > = gie r ara rE * ui. A e Ser - N ar si 4:492 M Erzlagerstätten-Sammlungen 8 mit einem Anhang Mineralgänge und Gesteinsgänge angeordnet nach dem Lehrbuch von Prof. Dr. A. Bergeat „Die Erzlagerstätten“. Normal-Unterrichtssammlung von 230 Stufen im Durchschnittsformat von 8>x<10 cm —= M. 800, — Sammlung von 180 dazugehörigen Dünnschliffen = M. 245, — Größere Sammlungen von 300, 400, 500 und mehr Stufen (vergl. Mineralogischer Hauptkatalog, siebente Auflage, April 1910). Dr. F. Krantz, Rheinisches Mineralien-Kontor, Fabrik und Verlag mineralogischer u. geologischer Lehrmittel. Gegr. 1833. Bonn am Rhein. 2... Gegr. 18993. Max Weg, Buchhandlung, Leipzig, Königstr. 3. Soeben ist erschienen: Geologen-Kalender 1909-10: Kalendarium für 1910. — Nachtrag der Adressen. — Zusätze und Verbesserungen. Für Besitzer des Kalenders: gratis. Der Kalender ist, soweit der geringe Vorrat reicht, noch erhältlich zu M. 3,—. Wichtige Neuerscheinung! Im Erscheinen und durch mich zu beziehen ist: Handbuch der regionalen Geologie. Hrsg. v. G. Steinmann u. ©. Wilckens. Das Werk soll 8 Bände umfassen und in Lieferungen (ca. 300 Bogen) ausgegeben werden. (Subskriptionspreis für den Bogen M. —,50.) Erschienen ist bisher: Lieferung 1: Dänemark von J. Ussing. Subskriptions-Preis M. 1,20. — Einzelpreis M. 1,60. Soeben erschienen: Hillebrand, W.F., Analyse der Silikat- und Karbonatgesteine. Aus dem Englischen von Wilke-Dörfurt. 2. Aufl. 1910. Mit 25 Fig. Leinerband. M. 7,—. Ostwald u. Luther, Hand- und Hülfsbuch zur Ausführung physico -chemischer Messungen. 3. Aufl. Hrsg. v. R. Luther n. K. Drucker. Leipzig 1910. Mit 351 Fig. Leinenband. M. 13,—. Max Weg, Buchhandlung, Leipzig, Königstr. 3 Neuigkeiten 1910. Babbitt, J. B., Physical history of the earth in outline. Boston van Baren, J., Die Formen der Erdrinde. Groningen. Mit 10 Karten, 25 Tabellen, 46 Abbildungen etc. da hollän- discher Sprache) I RE eo Bartels, W., Die Gestalt der deutschen Ostseeküste. Rostock . Böhm, an Abplattung und Gebirgsbildung. Wien . ..... Böse, E., Die: Erdbeben. -Österwieck « .....v.- 3. 2 m .0. 22. Burrard a. Hayden, Geography a. geology of the Himalayan Mountains a. Tibet. 4 pts. Caleutta 1907-08 . 2... Carez, L., La geologie des Pyrönces francaises. VI: Feuilles de C£ret, Perpienau,, Narbonne-ete. Bars rs ee Cole, G. A., Aids in practical geology. 6th ed. London Grookes, "W-.; Diamonds? Bongon me Tree De Lorenzo, G., I Campi Flegrei. Bergamo. . . .... =. | Duparc, Pearce, Tekanowitsch, Rech. g£olog. et petrograph. sur l’Oural du Nord. "Partie IN »sGeneve . - rg 22 Parties I. II. 1902—05. M. 32, — Emerson, F. V., Manual of physical geography. London... Fritsch, Ant., Miscellanea palaeontolog. Il: Mesozoica. Prag. 4°%."MEtalODDarelne wen Re N I: Palaeozoica. M. 16,— Geology in the field. The Jubilee volume of the „Geologist’s Association“. Ed. by Monckton a. Herries. Part. II: London We Sp NE LE N: 2... —— Part T Assued) M. 5,50. IN, Iv will Follow in short time. — Glangeaud, Th., Les regions volcaniques du Puy-de-Döme Granderye, L., Determination des roches. Paris. ...... Hann, J., Handbuch der Klimatologie. Bd. I und IIl.1. Gebunden Krüger, P., Die Patagonischen Anden zwischen dem 42. und 44. Grade südl. Breite. Gotha. Mit kolor. Karte und 4 Tafeln Lankester, E. R., Extinct animals. Illustrat. new edition. London Lecomte- Denis, Le manganese. PrOppieies, application, minerais, gisements. „Paris, Kr. wre ee re Lowell, P., The evolution of worlds. Tiondon W.,.3 Yasr a Martin, KR ‚„ Die Fossilien von Java, auf Grund der Sammlung von R. Verbeek und anderen bearbeitet. Bd. I, Abt. 2, Heft 1. (Mollusken. Lamellibr.I.) Leiden. 4°. Mit 5 Tafeln Mercalli, G., Contrib. a. studio d. terremoto Calabro-Messinese del 28 die. 1908. Neapel. Mit Karte und 27 Reproduktionen Nordenskjöld, O., Geology a. physical geography of Eastern Greenland. (Copenh.) 1909. W. map a. DPI: 2 ee Olbricht, K., Grundlinien einer Landeskunde der Lüneburger Heide. . Stuttgart. " Mi 8 Tafeln? 7 rue Richter, P. B., Beiträge zur Flora der unteren Kreide Quedlinburgs. Teil II: Die Gattung Nathorstiana und Cylindrites. "Leipzig. Mit 6. Pateln 2 22 22 rer Teil I... 1906. Mit 7 Tafeln. M. 9,— Thompson, A. B., Petroleum mining a. oil-field development. London a SR Nee - Ule, W., Heimatkunde des 'Saalkreises, "einschl. Halle und des Mansfelder Beekreises. Halle... 20.02 Sen Ve van Hise a. C. K. Leith, Pre- cambrian geology of North America. Washington. W. 2 maps. Sa9pp... Sees Volz, W.,, Nord-Sumatra. Bd.TI: Batakländer. Berlin. Gebunden Im Verlage der Dieterich’schen Verlagsbuchhandlung, Theodor Weicher, Leipzig, erscheint soeben: Entstehung und Bau der deutschen Mittelgebirge von Dr. R. Reinisch, Professor a. d. Universität Leipzig. Mit 48 Abbild. im Texte. Preis brosch. M. 3,50, geb. M. 4,— Da z.Z. kein anderes vollständiges Werk über diesen Gegenstand vorhanden ist, dürfte das Buch nicht nur Studierenden, sondern vor allem Lehrern gute Dienste leisten. En Es dürfte wirklich schwierig sein, das so komplizierte Kapitel der Geologie in gedrängterer Form vorzutragen und dabei doch allem Wichtigen gerecht zu werden... .. schreibt die „Gaea“ über den kürzlich erschienenen Band II des Werkes „Himmel und Erde“: Der Werdegang des Erdballs und seiner Lebe- & 3 Unsere Erde welt, seine Beschaffenheit und seine Hüllen. Unter Mitwirkung von + Dr. J. van Bebber, P. Kreichgauer, P. St. Richarz herausgegeben von Dr. L. Waagen. Preis gebunden 18 Mark. Mit 715 Abbildungen im Text, 56 Tafelbildern, Beilagen und Karten. . Dieser Band enthält nr wirklich prächtig geschriebene Artikel . Greifswalder Zeitung, 25. 12. 1909. Berlin = Allgemeine Verlags-Gesellschaft m. b.H. = München Verlag von Max Bela EIDZIE- GEOLOGEN- KALENDER —— — ur 1910 ea = 8364 S. Text. Mit Nachtrag (Kalendarium, Bere erunoen etc.) (Statt M. 4,—) M. I, — solange der nur noch geringe Vorrat reicht. Abich, Herm., Geologische Forschungen in den Kaukasischen ARE 3 Teile. "Wien 1878— 4. Mit 56 Tafeln, 92 Textfiguren und 2 Atlanten mit 29 Karten, Profilen und geologischen Ansichten in Folio und liefere es, solange der dafür bestimmte kleine Vorrat reicht, statt M. 192, — für M. 80,— (auch in Ratenzahlungen) Auch einzeln: Teil I: Eine Bergkalkfauna aus der Araxesenge bei Djoulfa in Armenien. Mit 11 Tafeln und 31 Text- figuren. Wien 1878. 4. statt M. 20,— für M. 10,— Teil Il, III: Geologie des Armenischen Hoch- landes. 2 Teile (I. Westhälfte, II. Osthälfte). Wıen 1882—87. 4. Mit 45 Tafeln und Karten, 61 Text- figuren und 2 Atlanten von 29 Karten, Profalon und Tafeln in Folio statt M. 179, 22 M. 70,— Das Abichsche Werk ist auf Kosten des Autors in or Auflage hergestellt worden und kommt fast gar nicht im Antiquariats- handel vor; in keiner der vielen seit 1890 von mir erworbenen geologischen Bibliotheken war es enthalten. “Das Werk ist sehr sorgfältig und reich ausgestattet: Die Tafeln in Chromolithographie, die vielen geologischen Karten von großer Klarheit, die zahlreichen geologischen Ansichten und Pano- ramen von Hicht zu überbietender künstlerischer Vollendung. Die grundlegende Bedeutung des Werkes ist bekannt. GT ne Ich erwarb den kleinen Rest des N, Werkes: | Leipzig, Königstraße 3. a Weg. =} I ZBazaeee.:,;,—,_,_\— Soeben erschien die achte Auflage des Mineralogischen Hauptkatalogs 180 Seiten stark, mit zahlreichen Illustrationen Auf Wunsch portofreie Zusendung Aus dem reichen Inhalt ist hervorzuheben: Mineralien nach Gewicht für chemische Laboratorien Mineralien für Schulen mit Einzelpreisen Mineralien- Sammlungen in verschiedenem Umfange Sammlungen von losen Krystallen a „ Pseudomorphosen a „ gesteinsbildenden Mineralien E\ der wichtigsten Gruppen isomorpher Mineralien 4 „ R Beispiele für Heteromorphie Edelstein - Sammlungen Echte und synthetisch dargestellte Edelsteine Edelstein- Modelle — Diamant - Modelle Allgemeine und spezielle technologische Sammlungen Sammlungen für Lötrohrversuche — Erzlagerstätten-Sammlungen Sammlungen von Metallen und Metalllegierungen Mineralpräparate — Dünnschliffe von Mineralien Mineralogische Apparate und Utensilien — Mineralien - Schränke Dr. F. KRANTZ Rheinisches Mineralien-Kontor Fabrik und Verlag mineralogischer und geologischer Lehrmittel Gegr. 1833 BON N a. Rhein Gegr. 1833 ——ı ——T Geologenkalender 1911—1912. Bericehtigungen und Nachträge zum neuen Jahrgang des Geologen- kalenders 1911 — 1912, der Ende d. J. erscheinen wird und unter Mitwirkung des Vorstandes der Deutschen Geologischen Gesellschaft bearbeitet ist, werden — in möglichster Ausführlichkeit — erbeten an: Herrn Dr. W. Quitzow, Adr. (bis Anfang Oktober): Kattowitz, O.-S., Mühlstr. 5. Ständige Adr.: Berlin N. 4, Inyalidenstr. 44. By ] II FG Max Weg, Leipzig, Königstr. 3. In meinem Verlag erscheint soeben: Der Geologe. Auskunftsblatt für Geologen und Mineralogen, zugleich Nachtrag und Ergänzung zum Geologenkalender. Das Blatt erscheint zu Anfang eines jeden Vierteljahrs und wird allen Interessenten auf ihren Wunsch gänzlich kostenfrei zugesandt. Auflage 2500. »Es hat also die weitaus größte Verbreitung von den bestehenden periodischen Publikationen dieser Richtung. Erschienen ist: Jahrg. I, Nr. 1. Juli 1910. 16 Seiten 4°. Mit über 230 Titeln von Neuerscheinungen. Neuerscheinungen. Unter der ständigen Rubrik: „Verzeichnis wichtigerer Neuig- keiten aus dem Gebiete der Geologie, Paläontologie und Mineralogie werden alle neuen Werke und Schriften angezeigt, die vom Verfasser eingesandt werden dem Verlag des „Geologen‘“, Max Weg, Leipzig, Königstr. 3. Ich erwarb den kleinen Rest des nachstehenden Werkes: Hermann Abich Geologische Forschungen in den Kaukasischen Lanuern, | 3 Teile. Wien 1878—87. 4. Mit 56 Tafeln, 92 Textfiguren und 2 Atlanten mit 29 Karten, Profilen und geologischen Ansichten in Folio und liefere es, solange der dafür bestimmte kleine Vorrat reicht, statt M. 1923,— für M. SO.— — ‚(auch in Ratenzahlungen), — Auch einzeln: Teil I: Eine Bergkalkfauna aus der Araxesenge bei Djoulfa in Armenien. Mit 11 Tafeln und 31 Textfiguren. Wien 1878. 4. Statt M. 20,— für M. 10, — Teil IL, III: Geologie des Armenischen Hochlandes. 2 Teile. (I. West- hälfte, I. Osthälfte.) Wien 1882—87. 4. Mit 45 Tafeln und Karten, 61 Textfiguren und 2 Atlanten von 29 Karten, Profilen und Tafeln in Folio. Statt M. 172,— für M. 70,— Das Abichsche Werk ist auf Kosten des Autors in kleiner Auflage her- gestellt worden und kommt fast gar nicht im Antiquariatshandel vor; in keiner der vielen seit 1890 von mir erworbenen geologischen Bibliotheken war es enthalten. Das Werk ist sehr sorgfältig und reich ausgestattet: Die Tafeln in Chromo- lithographie, die vielen geologischen Karten von großer Klarheit, die zahlreichen geologischen Ansichten und Panoramen von nicht zu überbietender künstlerischer Vollendung. Die grundlegende Bedeutung des Werkes ist bekannt. Leipzig, Königstraße 3. Max Weg. SI I I I IT ST HI IT IT SH9I HS SH SSH Ich erwarb die nur noch geringen Vorräte und biete an, soweit reichend: A. Hofmann u. F. Ryba Leitpfianzen der paläozoischen Steinkohlenablagerungen in Mittel-Europa. Prag 1899. Mit 20 Tafeln in Folio. In Mappe. . Statt M. 20,— für nur M. 10,—. H. v. Dechen Erläuterungen zur geologischen Karte der Rheinprovinz und der Provinz Westfalen. 2 Bände in 3 Teilen. Bonn En (Statt M. 31,—) M. 20,— Band 1: Orographische und hydrographische Übersicht. 872 Seiten. — Band II, 1: Geologische und mineralogische Literatur der Rheinprovinz und Westfalens. 93 Seiten. — Band Il, 2: Geologische und paläontologische Übersicht der Rheinprovinz und der Provinz Westfalen. 933 Seiten. Max Weg, Leipzig, Königstr. 3. SSISSSTIIISISIHIS9HSSS9H9SHS9SS In neuer Auflage sind kürzlich folgende Kataloge erschienen: Kat.1. Mineralogischer Hauptkatalog (8. Auflage), 180 Seiten stark. mit zahlreichen Illustrationen. Kat.8. (3. Auflage). Verzeichnis einer Sammlung von 150 bzw. 80 Krystallmodellen aus Birnbaumholz, zusammengestellt von Geheimrat Professor Dr. C. Hintze in Breslau. (Diese Sammlung ist besonders für den Unterricht auf Höheren Lehranstalten unıl zum Selbststudium bestimmt.) Preis der Sammlung von 150 Krystallmodellen M. 120,—. Weesl 5 x 60,—. Kat. 11. (3. Auflage). Verzeichnis einer Sammlung von 520 Kristallmodellen aus Pappe von Hofrat Professor Dr. K. Vrba in Prag. Preis der Sammlung M. 1150, —. Dieser Hauptsammlung sind zwei Nachträge beigefügt, enthaltend . 4! Modelle regulärer Krystallformen in pseudo- tetragonaler, -hexagonaler und -rhoni- bischer Ausbildung. Preis M. 92,— IL. 7 Modelle, darstellend die gewöhnlichsten Verwachsungen von Krystallen verschiedener Mineralspezies. Preis M. 34,— Neu erschienen sind: Rat. 21. Krystallographisches Spiegel-Polyskop, konstruiert und beschrieben von Hofrat Professor Dr.K. Vrba in Prag. Mit vollständiger Ausrüstung, in einem zweckmäßig eingerichteten, eleganıen Kasten. Preis M. 120,—. Rat. 22. Beschreibung einer Sammlung von 135 Gesteinen und Dünnschliffen aus der Serra de Monchique in Portugal, zusammengestellt von Professor Dr. Erich Kaiser in Gießen. Preis der ganzen Sammlung, enthaltend 64 Tiefengesteine, 60 Ganggesteine und 11 Kontakt- gesteine nebst den dazugehörigen Dünnschliffen M. 450,—. Vorstehende Kataloge werden auf Wunsch allen Interessenten portofr ei zugesandt. Dr. F. KRANTZ Rheinisches Mineralien-Kontor Fabrik und Verlag mineralogischer und geologischer Lehrmittel. Gegr. 1833. BONN a.Rh. Gegr. 1833. MAX WEG, Leipzig, Königstraße 3. Unter dem Titel: DER GEOLOGE erscheint seit Juli 1910 in meinem Verlage unter der Redaktion des Herrn Dr. W. Quitzow- Berlin vierteljährlich ein Auskunftsblatt für Geologen und Mineralogen, das sich die Aufgabe stellt, eine Ergänzung zum Geologen-Kalender zu bilden und in steter Fühlung mit den Fachkreisen die Herren Interessenten über ihr Arbeitsgebiet auf dem Laufenden zu halten. Das Blatt, das in einer Auflage von 3000 Exempiaren (im In- und Auslande versandt) das weitest verbreitete aller geologischen Fachblätier darstellt. wird allen Mitarbeitern und den Herren, die mit mir in Verbindung stehen, vollständig kostenlos zugestellt. Es bringt: Aufsätze und Artikel von Fachmännern aus dem Leben für das Leben — Einen Überblick über den Forigang der geologischen Besirebungen — Ständige Berichte über die Bewegungen em Personenstand — Einen Sprechsaal: als Sammelstätte und zum Austausch der Gedanken , Dersönlichen Wünsche — Ein Verzeichnis literarischer Neuigkeiten aus dem Gebiete der Mineralogie, Geologie, Paläontologie und Praklischen Geologie. ME Zur Mitarbeit sind alle Leser freundlichst aufgefordert, Alle Beiträge werden angemessen honoriert. WE Zur Anzeige gelangen: kostenlos, allgemeinster Bekanntgabe sicher und daher von bester Wirkung: Die neuen Bücher und Schriften der Herren Geologen, Mineralogen etc., die Neuigkeiten der Herren Verleger gseologischer Literatur, die sie durch Einsendung dem Verlage des „Geologen“ zur Kenntnis bringen. Nr.ı ist bereits völlig vergriffen. — Nr.2 steht in kleiner Anzahl noch zu Diensten Der Verlag des „Geologen‘“, Max Weg, Leipzig, Königstr.3. MAX Buchhandlung für Naturwissenschaften (Spez.: Geologie) LEIPZIG, Königstr. 3. Be. fo WEG Ich suche zu kaufen und erbitte Abhandlungen d. schweizer. Palüontolog Ge- | sellschaft. | Agassiz, Monogr. d. Echinod. viv. et foss. 4 par- | ties. Neuch. 1838—41. 4%. Av. 63 pl. | — Islands a. coral reefs of Fiji. | — Revision of the Echini. | d’Archiac a. Verneuil. Fossils of the older deposits in the Rhenish provinces. 1899. | Barrande. Systeme silurien du centre de la Boheme. Basterot. Desc. d. coquilles foss. d. envir. de Bordeaux. 1825. 4”. Av.7pl. aumı. Gefahren d. Elektrizität im Bergwerks- betriebe. Bayan et Chaper. Etudes faites dans !’Ecole d. Mines sur les foss. nouv. etc. 1870—73. Becke. Mineralbestand u. Struktur d. krystall. Schiefer. — Optische Untersuchungsmethoden. | — Physiographie d. Gemengteile d. krystall. | Schiefer. Geognost.-paläontolog. Beiträge von Benecke etc. Beiträge zur Geologie u. Paläontologie von Südamerika Hrsg. v.Steinmann., Beiträge zur Paläontologie u. Geologie Österr.- Ung. u. d. Orients. Bellardi. Catal. d. foss. nummulit. du comte de Nice. 1852. Böhm, G. Bivalven d. Stramberger Schichten. 1833. M. Atlas v. 18 Taf. Bournon. Catalogue de la collect. miner. part. du Roi. Paris 1817. Av.pl. — Tableau d. genres de vegetaux fossiles. Bucgoi, Dolifus et Dautzenberg. Mollusques marins de Roussillon. 2 vols. 1882 — 98. Av.165 pl. Canavari. La fauna d. straticon Aspidoceras acanthicum di Monte Serra. 5 pti. Chester. Dictionary of the names of minerals. Conrad. 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