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Full text of "Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft Vol. 76"

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Zeitschrift 

der 

Deutschen Geologischen Gesellschaft 

(Abhandlungen und Monatsberichte) 


76. Band 
192t 


(Mit 6 Tafeln) 


Berlin 1925 


Verlag von Ferdinand Knke 
Stuttgart 


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Inhalt. 

Hinter dem Titel der Veröffentlichungen bedeutet A: Abhandlung, 
B: Briefliche Mitteilung und V: Vortrag. 

(Die Seitenzahlen der Monatsberichte sind kursiv 

gedruckt.) 


Seite 

Bartling, R.: Über den Gebirgsbau im westfälisch-holländi¬ 
schen Grenzgebiet. (Hierzu Tafel I.) V . 3, 52 

Bertram: Die geologische Umbildung des Weichseldeltas in¬ 
folge menschlichen Eingriffs (Titel). V . 156 

Blanckenhorn, M.: Über Fossil- und Fährtenhorizonte im Bunt¬ 
sandstein Deutschlands. B . 269 

Boehm, J.: Das Untersenon von Borken i. Westf. (Titel.) V . 100 
Braun, G.: Über einen Fund von Geschiebemergel über Sanden 

bei Torneä. B . 111 

v. Bclow, Kurd: Zur Moornomenklatur. B . 189 

Eitel, W.: Neuere Anschauungen petrologischer Probleme auf 

Grund synthetischer Versuche. V . 154, 170 

Erdmannsdörffkh, O. H.: Über Gesteine des Bodeganges im 

Harz. (Mit 1 Textabbildung.) B . 114 

Errilat: Die Beziehungen zwischen den erdmagnetischen 
Störungen und den diluvialgeologischen Verhältnissen in 

Ostpreußen (Titel.) V . 153 

Fischer: Die Bildungsbedingungen des Dolomits im fränkischen 

Keuper (Titel.) V . 145 

Foerster, Hermann: Beiträge zur tektonischen Deutung der 
Kluftsysteme im sächsischen Quadergebirge. (Mit 5 Text¬ 
abbildungen.) A .78 


Freudenreich: Die Entstehung der Halbinsel Heia (Titel.) V 156 
Fulda, E.: Die Entstehung der deutschen Kalisalzlager (Titel) V 98 

— Über die Entmischung der Mutterlaugen vor Bildung der 

Kalisalzlagerstätten in der Zechsteinzeit. V . 2,7 

Gagel, C.: Bemerkungen zu dem Vortrage des Herrn K. Keil¬ 
hack zur Geologie Islands. V . 245 

— Über den sogen, unteren tonigen Geschiebemergel von 

Frankfurt a. O. V . 3, 31 

— Über den wolhyuischen Löß. V . 1, 4 

Gotelan, W.: Einige neuere bemerkenswerte Funde in der 

mitteldeutschen Braunkohle (Titel). V . 99 

Grahmann, R.: Über pflanzenführende Diluvialtone in Nord¬ 
westsachsen. (Mit 2 Textabbildungen.) A .138 

Grupe, O.: Bemerkungen zum Vortrage von Herrn Qiiiung. V 87 
Haack, H.: Über die nordwestfälisch-lippische Schwelle. V 3, 33 
Heiland, C.: Die bisherigen Ergebnisse magnetischer Messungen 

über norddeutschen Salzhorsten. (Mit 4 Textabbild.) V 98, 101 


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Seite- 


IV 


Hkss von Wichdohff: Nehrungsbildungen an ostpreußischen 
Seen und die Bedeutung der Binnenseenehrung für das 

Nehrungsproblem (Titel). V . 752, 153 

Holstein: Das Profil durch das Weichseldelta parallel zur 

Weichsel (Titel). V .756 

Hucke, K.: Über das Alter des Gruskalkes von Zarenthin in 

der Priegnitz. B . 265 

Jaekkl, O.: Die Tektonik und Gliederung des Diluviums in 

Rügen (Titel). V . 153 

— Über die Liparischen Inseln (Titel). V . 4 

Janensch, W.: Fische aus dem Dysodil des Wealden vom 

Libanon. (Mit 1 Textabbildung.) A . 54 

Kegel, W.: Das Unterkarbon im östlichen Lahngebiet und die 

varistische Faltung. V . 225, 240 

— Über oolithische Eisenerze im Produktiven Karbon (Titel). V 2 

Keilhack, K.: Zur Geologie Islands (Titel). V . 226 

v. Klebelsberg: Alpine Quartargeologie (Titel). V . . . . 153 

— Probleme der alpinen Quartargeologie. V ..... . 228 
Koert, W.: Geologische Beobachtungen in Syrien und Palästina 

während des Feldzuges 1917/18. Mit paläontologischen 
Beiträgen von W. Janensch und H. Raufe. (Hierzu 

Tafel III, IV und 5 Textabbildungen.) A . 1 

Kuhse: Eine Bodenkarte 1:3000 aus dem Danziger Werder 

(Titel) V . 146 

— Sedimentpetrographische Mitteilungen aus dem Weichsel¬ 
delta (Titel). V . 146 

Kraus, E.: Die Tektonik des ostpreußischen Quartärs. V 146, 165 
Mkstwerdt, A.: Spateisensteingänge in mesozoischen Schichten 

des Weserberglandes. V . 100 

M kz : Das sero-diagnostische System des Pflanzenreichs (Titel). V 146 
Moldenhaukr : Die ingenieurgeologische Baugrundkarte Danzigs 

(Titel). V . 156 

Moos, A.: Neue Nautilus-Schnäbel aus dem Dogger und Malm 

Schwabens. (Mit 2 Textabbildungen.) B .792 

Naumann, E.: Zur Kenntnis der alluvialen und jungdiluvialen 

Schotter im mittleren Weser- und Saaletal. B ... . 89 

Nowack, E: Über ein genetisch interessantes Asbestvor¬ 
kommen bei Korea. (Mit 1 Textabbildung.) B ... . 246 
Ortmann : Mikroskleren der Kreidespongien (Titel). V . . . 155 

Petrascheck, W. und Berta Wilser: Studien zur Geochemie 

des Inkohlungsprozesses. (Mit 5 Textabbildungen.) B . 200 

Philipp: Solle (Titel). V . 154 

Pompeckj, J. F.: Zum 150. Geburtstag Leopold v. Buchs (Titel). V 97 
Pratjf., O.: Alte und junge Sedimente am Grunde der Nord¬ 
see. V . 145, 160 

Qitring, H.: Thermenaufstieg und Gangeinschieben (Titel). V 97 

— Über Wesen und Ursprung der postvaristischen Tektonik 

Nordwestdeutschlands. (Hierzu Tafel II und 3 Text¬ 
abbildungen). V .. • 3, 62 

— Postbasaltische und rezente Schubbewegungen auf Über¬ 
schiebungsklüften im Rheinischen Schiefergebirge. (Mit 

2 Textabbildungen.) B .• • • . 139 

Raufe, H.: Über einige neue Spongien aus der Kreide von 

Aleppo. A .47 


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V 


Seite 

Ruck, Hans: Die Kräftegruppen des Vulkanismus und der 
Tektonik und ihre gegenseitigen Beziehungen. Ein Rück¬ 
blick und Ausblick. A . 115 

Schhiel: Transgressionen und Gebirgsbildungen im Altpalaeo- 

zoicum des südlichen Mittelharzes (Titel). V .... 225 
Sem lz, P.: Die Diatomeenflora glazialer und postglazialer 

Tone (Titel). V . 154 

Seidl, E.: Die Höttinger Brekzie, die Exotika und andere Merk¬ 
würdigkeiten der nördlichen Kalkalpen (Titel). V . . . 3 

Solc.f.r, F.: Das Problem der Markgrafensteine in den Rauen- 

schen Bergen (Titel). V . 99 

— Die Geologie als Grundlage der Heimatkunde (Titel). V 155 

Sr appenbeck, R.: Ober Typen andiner Kupferlagerstätten (Titel). V 1 

— Typen andiner Kupferlagerstätten. A .60 

Troll: Die Gliederung der glazialen Landschaften (Titel). V 154 
Weber, H.j Beiträge zur Geologie und Morphologie des Thü¬ 
ringerwald-Randes zwischen Frankenhain und Georgen- 
thal. (Mit l Textabbildung.) B . 250 

Wkgner, Th.: Die Rudisten des norddeutschen Turons. (Hierzu 

Tafel V und 2 Textabbildungen.) A . 159 

van Werweke, L.: Das Alter der Sundgauschotter im Ober¬ 
elsaß. B . 130 

— Über Ineinandergreifen von Schollen- u. Faltengebirgsbau. B 126 
W eise, E.: Pflanzenführende Schichten im vogtländischen 

unteren Kulm. B . 267 

Wenz, W.: Tertiäre Verwitterungsrinden im Mainzer Becken. 

(Mit 3 Textabbildungen.) B . 215 

Wu. skr, Berta, siehe Petrascheck 

Woldstedt, Paul: Zur Tektonik des subherzynen Beckens. 

(Hierzu Tafel VI und 3 Textabbildungen.) A .... 183 

Wolf, W.: Zur Abwehr. B .. . 223 

Wyss, Th.: Die statischen Probleme der Gebirgsbildung. (Mit 


Ziegenspkck: Über den serologischen Stammbaum und die 

Phytopaläontologie (Titel). V . 147 


Mitgliederverzeichnis.214 

Neueingänge der Bibliothek. 96, 144, 279 

Ortsregister. 281 

Protokoll der Sitzung am 9. Januar 1924 . 1 

„ „ „ „ 6. Februar 1924 2 

„ „ „ „ 6. März 1924 2 

„ „ „ „ 2. April 1924 3 

„ 7. Mai 1924 . 97 

„ „ „ „ 4. Juni 1924 . 98 

„ „ „ „ 2. Juli 1924 . 99 

Protokoll der Hauptversammlung. 145 

Protokoll der Sitzung am 31. Juli 1924 145 

„ „ wissenschaftlichen Sitzung am 1. August 1924 146 

„ „ geschäftlichen Sitzung am 1. August 1924 . 147 

zweiten wissenschaftlichen Sitzung am 
1. August 1924 152 


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VI 


Seite 

Protokoll der Sitzung am 4. August 1924 . 153 

„ „ „ „ 5. August 1924 . 154 

Protokoll der Sitzung am 5. November 1924 . 223 

„ „ „ „ 3. Dezember 1924 . 226 

Rechnungsabschluß.225 

Sachregister. 285 

Verzeichnis der im Austausch bei der Bücherei seit 1920 ein¬ 
gegangenen Zeitschriften und Karten.202 

Vorstands- und Beiratswahl. 226 


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SZ6T 11 AVW 


Zeitschrift 


der 


Deutschen Geologischen Gesellschaft. 

(Abhandlungen und Monatsberichte.) 


A. Abhandlungen, 

1. u. 2. Heft. 76. Band. 

(Hierzu Tafel III und IV.) 

Berlin 1925. 

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart. 


1924. 


INHALT. 

Aufsätze: Seite 

1. Koert, W.: Geologische Beobachtungen in Syrien und 

Palästina während des Feldzuges 1917/18. Mit 
paläontologisehen Beiträgen von W. Janensch und 
H Hauff (Hierzu Tafel III, IV und 5 Textabbil¬ 
dungen) . 1 

Hauff, H.: Über einige neue Spongien aus der Kreide 

von Aleppo. 47 

Janensch, W.: Fische aus dem Dysodil des Wealden 

vom Libanon. 54 

2. Stappenbeck, R : Typen andiner Kupferlagerstätten . 60 

3. Foerster, Hermann: Beiträge zur tektonischen Deutung 

der Kluftsysteme im sächsischen Quadergebirge. 

(Mit 5 Textabbildungen) .......... 78 

4. Reck, Hans: Die Kräftegruppen des Vulkanismus und 

der Tektonik und ihre gegenseitigen Beziehungen. 

Ein Rückblick und Ausblick .115 

5. Grahmann, R.: Über pflanzenführende Diluvialtone 

in Nordwestsachsen. (Mit 2 Textabbildungen) . 138 
(Fortsetzung im nächsten Heft.) 


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Deutsche Geologische Gesellschaft. 


Vorstand für das Jahr 1925 

Vorsitzender: Herr Krusch Schriftführer: Herr BIbtliko 

Stellvertretende I 
Vorsitzende: \ 

Schatzmeister: 

Archivar: 


Die Herren: ANDRtE-Königsberg i.Pr., BuxTORF-Basel, CLOOS-Breslau, Erdmanns- 
DÖRFFER-Hannover, Faura i SANS-Barcelona, FuEGEL-Berlin, PETRASCHECK-Leoben, 
ScHUMANN-Grube Jlse, N.-L., STREMME-Danzig, SuESS-Wien, Wegner-M ünster. 

- □ - 

• • \ 

Mitteilungen der Schriftleitung. 

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und 
Monatsberichte wird um umgehende Erledigung aller Korrekturen gebeten. 

Die Manuskripte sind druckfertig und möglichst in Maschinenschrift ein¬ 
zuliefern. Der Autor erhält in allen Fällen eine Fahnenkorrektur und nach 
Umbrechen des betreffenden Bogens eine Revisionskorrektur. Eine dritte 
Korrektur kann nur in ganz besonderen Ausnahmefällen geliefert werden. Für 
eine solche hat der Autor die Kosten stets zu übernehmen. 

Im Manuskript sind zu bezeichnen: 

Obersc hriften (halbfett) doppelt unterstrichen, 

Lateinische Fossilnamen (kursiv I) durch Schlangenlinie, 

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen, 

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen. 


- □ - ?- 

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende 
Adressen benutzen: 

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an 
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bärtling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128. 

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener 
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an 
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat 
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬ 
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

5. Die Beiträge sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von 
Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬ 
sellschaft in Berlin N4 beim Postscheckamt Berlin NW7 Nr. 38581 zu 
überweisen. 

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard, 
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden. 

Go gle j 


POMPECKJ 

BROiu-München 

PlCABD 

Dienst 


Beirat für das Jahr 1925 








Zeitschrift 

der 

Deutschen Geologischen Gesellschaft. 


Aufsätze. 

1. Geologische Beobachtnngen in Syrien und 
Palästina während des Feldzages 1917/18. 

Mit paläontologischen Beiträgen der Herren W. Janensch 
und H. Rauff. 

Von Herrn W. Koert, Berlin. 

(Hierzu Tafel III, IV und 5 Textabbildungen.) 

Seite 


Einleitung. 2 

I. Zur Geologie von Aleppo. 3 

1. Die Kreide. 3 

2. Die prämiocänen Eruptiva . 7 

3. Das Miocän. 9 

a) Die Inselplatte von Schech Bekr-Mahmudije ... 10 

b) Die Platte im Nordosten. 12 

c) Die Platte im Nordwesten bis zur Alexandrette- 

Straße . 13 

d) Die Platte im Westen und Südwesten. 14 

II. Geologische Beobachtungen zwischen Aleppo und Hama 

(Miocän, prämiocäner Basalt, Kreide, Eocän, diluviale 

Terrassenschotter des Orontes). 17 

HI. Diluvialschichten und junge Verwerfungen in der Beka 

und am Bande des Antilibanos bei Kajak. 21 

IV. Tektonik und Wealden auf der Nordwestseite des 

Kneysseh im Libanon. 23 

V. Geologische Beobachtungen zwischen Afule und Kaisa- 

rije, ferner bei Tul Karm. 29 

1. Aus der Ebene Jesrecl. 29 

2. Aus dem Berglande von Samaria. 30 

3. Von der Küstenebene Saron. 34 

VI. Geologisches aus dem Ost jordanlande längs der Hedschas- 

bahn . 36 

1. Kreide und Tektonik bei Damaskus. 36 

Zeitschr. d. D. Oeol. Ges. 1924. 1 


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Seite 

2. Kreide und Basalt zwischen Mismije und Kalat es 

Zerka, Artefaktenfund im Wadischotter bei Dera . . 38 

3. Dänische Stufe und Diluvialschotter bei Amman . . 39 

4. Senon, diluviale und jüngere fluviatile Bildungen, 


junge Verwerfung bei Kutrane. 42 

5. Kreide und Wadisedimente bei Djuruf ed Dar&wisch 44 

Schlußwort . 46 

Paläontologischer Anhang: 

I. Über einige neue Spongien aus der Kreide von Aleppo. 

Von H. Hauff. (Hierzu Tafel IV) . 47 

II. Fische aus dem Dysodil des Wealden vom Libanon. 

Von W. Janensch . 54 


Als Kriegsgeologe bei der Vermessungsabteilung 27 war 
ich vom 9. November 1917 bis zu meiner Erkrankung am 
24. Juli 1918 in Syrien und Palästina tätig und hatte dank 
den mir gestellten Aufgaben Gelegenheit, das Land an vielen 
Stellen geologisch naher kennen zu lernen. Außer manchen 
Beobachtungen von den keineswegs nach europäischer Art. 
hastenden Bahnen und längs der Marschstrecken konnte ich 
zahlreiche geologisch - topographische Spezialaufnahmen 
machen und zi* Kartenbildem zusammensteilen, ferner ein 
umfangreiches geologisches und paläontologisches Belegmate¬ 
rial sammeln. Leider haben meine schweren Erkrankungen, 
deren letzte mir im Lazarett zu Haifa am 23. September 
1918 auch die Gefangennahme durch die Engländer eintrug, 
ferner der Zusammenbruch der Front in Palästina sowie 
die folgenden Ereignisse mich eines großen Teils meiner 
Ergebnisse beraubt. Gerettet habe ich meine sämtlichen 
Tagebücher und einen großen Teil meiner Aufsammlungen 
von Aleppo, zwischen Afule und Tul Karm und aus dem 
Ostjordanlande, die rechtzeitig in die Heimat abgesandt 
waren, jedoch ist selbst von dem nach Berlin gelangten 
Probenmaterial noch mancherlei abhanden gekommen. Als 
verloren muß mein Material aus dem Libanon, der Bekä, 
aus Nordsyrien zwischen Aleppo und Hama und aus dem 
Gebiete von Es Salt, kurz alles nach dem 1. April 1918 
Gesammelte, gelten. Wenn ich es trotz dieses Mißgeschicks 
unternehme, meine lückenhaften Beobachtungen zusammen¬ 
zustellen, so leitet mich dabei der Wunsch, auch meinerseits 
ein Scherflein zur geologischen Kenntnis des Landes bei¬ 
zutragen, an dessen Erforschung Deutsche von jeher einen 
hervorragenden Anteil gehabt haben. 


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3 


I. Zur Geologie von Aleppo. 

(Abb. 1.) 

Die Stadt Aleppo liegt bekanntlich, in dem abflußlosen 
Gebiete zwischen Mittelmeer und Euphrat an dem Flüßchen 
Kuw r ek, das 24 km südsüdwestlich Aleppo im Sumpfe 
Ei Match endigt. Die Seehöhe wird auf der KiEPERTSchen 
Karte für die Flache etwa 1 km südsüdwestiich von der 
Zitadelle von Aleppo zu 370 m angegeben. Ein Nivellement, 
welches seinerzeit vom Ingenieur Herrn Glückstein 
zwischen dem Quellbecken Am Helan, unweit Muslimije, 
und der Zitadelle von Aleppo ausgeführt worden war, ergab 
nach den mir freundlichst überlassenen Ergebnissen für 
einige bemerkenswerte Punkte in und bei der Stadt folgende 
Werte: 


Das Nordende des Quellbeckens N. Teil Helan an¬ 
genommen zu.~ 0 

Höchster Punkt der Straße Aleppo—Muslimije, 

etwa bei Km. 10.-}- 47,9 m 

Tiefster Punkt beim Grabe Abu Tawil, zwischen 

Km. 1 und 2 derselben Straße.—10,7 m 

Militärhospital Ramadanije auf der Nordseite der 

Stadt .+ 3,35m 

Behälter der Wasserleitung vom Am Teil, auf 

der Südseite der Vorstadt Muslimije.—15,5 m 

Straßenecke Dette Publique, Wendung nach Bab 

en Nassr .— 12,7 m 

Ecke Bab en Nassr zur Seraije.—12 m 

Straßenecke auf der Nordseite der Zitadelle am 

Graben, Wendung nach Westen.— 1,5 m 

Portal der Zitadelle auf der Südseite.— 3,15 m 

Oberfläche der Zitadelle beim Minaret.-f- 40,75 m 


1. Die Kreide. 

Ober die Kreide bei Aleppo scheint bisher noch keine 
genügende Klarheit zu herrschen, denn Blanckenhorn 
gedenkt ihrer in seiner Monographie („Die Entwicklung des 
Kreidesystems in Mittel- und Nordsyrien“, 1890) überhaupt 
nicht und im Handbuche der Regional-Geologie, V. 4. 1914 
verzeichnet er zwar auf Taf. IV eine längs des Kuwek von 
Norden her bis Aleppo reichende Bucht von Oberer Kreide 
— die aber in dieser Form nicht besteht, wie ein Blick 
auf die Kartenskizze (Abb. 1) der vorliegenden Arbeit zeigt — 
äußert sich sonst aber nicht näher über die Aleppokreide. 
Frech endlich kennt auf seiner geologischen Karte von 
Anatolien (diese Zeitschr., 68, 1916) bei Aleppo nur Marines 
Miociin und scheint, nach einer gelegentlichen Bemerkung 

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Af/ocäne Kalke 
u Conglcmeratt 

Bern. ■■ Weiß gelassen und die 
fliehen Bei Alluviums u. 
des Schuftkegels von Am Ted 
/ Verwerfung 


Maft*tsb i soooe. 


Mit Gebäuden bedeckter 
Stadtteil od. Araberdorf 

inm 

Muhamedan. Fhedhof. 


Abb. 1 Geologische Skizze von Aleppo und seiner näheren 
Umgebung. 


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ö 


(a. a. O. S. 80) zu urteilen, die Kreide für Miocän gehalten 
zu haben. 

In der Tat bildet blendendweiße Schreibkreide den 
Untergrund der Stadt Aleppo und wird, wahrscheinlich auf 
allen Seiten, so von Miocänkalken eingerahmt, daß man 
an eine Durchragung der Kreide durch das diskordant auf* 
gelagerte Miocän denken muß. Bereits in prämiocäner Zeit 
scheint hier eine Insel bzw. Untiefe von Kreide bestanden 
zu haben, denn das Miocänmeer hat deutliche Spuren seiner 
Abrasionstätigkeit rings um diese Insel hinterlassen. Das 
alte Aleppo liegt im wesentlichen auf einem Schreibkreide¬ 
rücken, der sich vom Süden der Stadt über die Zitadelle bis 
zur Nordostecke der Altstadt verfolgen läßt. Der Zitadellen¬ 
hügel, welcher durch einen Ringgraben aus dem Höhen¬ 
rücken herausgeschnitten ist, bezeichnet, wohl die höchste 
Erhebung. 

Aufschlüsse in der Schreibkreide sind in erheblicher 
Zahl und Tiefe vorhanden; einer der tiefsten ist wohl der 
Einschnitt der Straße, welche die nördliche Stadtmauer an 
der Außenseite begleitet und zwischen den Toren Bab en 
Nassr und Bab el Hadid bis zu etwa 15 m Tiefe horizontal 
lagernde und nur von unbedeutenden Sprüngen durchsetzte 
Schreibkreide zeigt. Kleine, unregelmäßig verteilte Markasit¬ 
knollen und -Stengel bedingen hier und da Rostflecke. Feuer¬ 
steine sind weder hier noch sonst irgendwo in der Aleppo¬ 
kreide zu beobachten. Auf der Südseite der Stadt sind in 
der weichen Schreibkreide zahlreiche, bis 10 m tiefe und 
zum Teil bereits eingestürzte Höhlen ausgeschachtet und 
dienen gegenwärtig noch als Viehställe, ärmeren Leuten 
auch als Wohnstätten und Seilern als Arbeitsplätze. Auch 
hier herrscht die horizontale Lagerung vor, Klüftungen in 
107° und 165° (magnetischer Meridian) sind besonders augen¬ 
fällig. Mächtige dunkelfarbige Ablagerungen von altem 
Stadtschutt breiten sich über der Kreide aus. 

Durch besonders starke Zerklüftung (in 20 bis 55° und 
HO bis 160°) zeichnet sich die ebenfalls horizontal lagernde 
Schreibkreide aus, welche in dem bis 9 m tiefen Straßen- 
einschnitt an der Südwestseite der Eisenbahnwerkstätten gut 
aufgeschlossen ist. Hier fand sich auch ein größerer, leider 
unbestimmbarer, verdrückter Zweischaler. In ähnlicher 
Weise stark mit zum Teil offenen Klüften durchsetzt ist 
die Schreibkreide an der Fahrstraße, welche von der Straße 
nach Alexandrette zu den Kasernen im Nordwesten der 
Stadt abzweigt. Hier wurde in einem 40 m tiefen Schach t- 


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6 

brunnen, welcher im Herbst 1917 gerade fertiggestellt war, 
unter dem Miocän in der Tiefe die Schreibkreide getroffen. 
Auf der Halde dieses Brunnens konnte ich aus ihr sammeln: 
Gryphaea vesicularis Brongn., eine beschädigte Unter¬ 
schale; 

Lima Hoperi Mant., ein beschädigtes zweiklappiges 
Schalenexemplar; 

sowie folgende Spongienreste, deren Bestimmung Herr Geh. 
Bergrat Hauff auf meine Bitte übernommen hat: 
Ptychocalyptra Koerti n. g. n. sp.; 

Ceriosymplegma chalybonense n.sp.; 

Spongia hexactinellida g. ind. sp. ind. 

Näheres über diese Spongienreste enthält der von Herrn 
Hauff verfaßte erste Teil des Paläontologischen Anhangs 
dieser Arbeit (S. 47 ff.). 

Herr Hauff hatte ferner die Freundlichkeit, das Kreide¬ 
gestein einer mikroskopischen Prüfung zu unterziehen, und 
berichtet darüber folgendermaßen: 

„Das die Spongien umschließende Gestein von Aleppo 
ist typische Schreibkreide. Es ist rein weiß, weich, zwischen 
den Fingern leicht völlig zerreiblich und stark ab¬ 
färbend. Die mikroskopische Untersuchung bestätigt die 
Bestimmung nach dem äußeren Befunde. Sie zeigt, daß 
das Gestein aus allerfeinsten zusammengehäuften Kalk¬ 
partikelchen besteht, worin in größter Menge Foramini¬ 
feren, vornehmlich Textularien und Globigerinen sowie 
auch zahlreiche Kokkolithen liegen. Daneben sieht man 
einzelne Echinodermen- lind Bryozoenreste sowie Bruch¬ 
stückchen von Muschelschalen. Diagenetische Umwand¬ 
lungen haben begonnen. Die Schalen sind zum Teil in 
Auflösung begriffen, die Poren der Foraminiferen vielfach 
verklebt und undeutlich geworden, die allgemeinen Ge¬ 
häuseformen im großen und ganzen aber noch gut er¬ 
halten. Kieselige Beste und fremde Mineralkörnchen "wur¬ 
den nicht beobachtet. Sie werden nicht fehlen, sich aber 
in dem Kalk verstecken und nicht ohne besondere iso¬ 
lierende Trennungsmethoden nachzuweisen sein, die nicht 
angewandt wurden, w r eil es sich zunächst nur um die 
Feststellung handelte, daß echtes Kreidegestein vorliegt/* 

Soweit der obige Fossilbefund ein Urteil gestattet, 
dürfte die Schreibkreide von Aleppo zum Senon gehören. 

Wegen ihrer leichten Bearbeitbarkeit dient die Schreib¬ 
kreide bei Aleppo vielfach als ein Baustein für Hinter- und 


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7 

Gartenmauern, wo es weniger auf Festigkeit ankommt. Ihr 
leichter Zerfall zu Staub veranlaßt namentlich in der 
Sommerzeit eine sehr lästige Staubbildung. Bei ihrer 
Klüftigkeit gibt sie durchweg einen guten Wasserhorizont 
ab, aus dem zahlreiche der Gartenbewässerung dienende 
Brunnen schöpfen. Ihr Verwitterungsboden behält stets 
die hellen Farben und zeigt nie auch nur Andeutungen 
einer Roterde wie das Miocän oder der Basalt. Gelegent¬ 
lich findet sich auf ihr, wie z. B. in der nördlichen Vor¬ 
stadt Suleimanije oder an der Ostseite der großen Kaserne 
im NO der Stadt eine bis 1 m starke Kruste von hartem, 
lagenförmig gebauten Oberflächenkalk oder Nari. Feigen, 
Reben, Oliven und Pistazien gedeihen auf der Kreide gut, 
zum Teil selbst im nackten Gestein verlassener Stein¬ 
brüche. 


2. Die prämioeänen Eruptiva. 

Die mit Ackerland bedeckte Niederung zwischen der 
im W. der Stadt aufsteigenden Miocänplatte, dem Damas- 
kusbahnhof, den Stadtteilen Dschimelje und Mchaka und 
endlich der Kuwekniederung ist mit basaltischen Eruptiven 
erfüllt, denen ein prämioeänes Alter deshalb beigelegt wer¬ 
den muß, weil Gerolle von ihnen bereits in den Basis¬ 
schichten des Miocäns auftreten. Blanckenhobn hatte wohl 
bei Aleppo die Auflagerung des Miocäns auf Basalt be¬ 
obachtet, sprach aber von mioeänen Basalten und stellte 
sich vor, daß bei Katma, Killis und Aleppo das Hervor¬ 
brechen der Basalte und Tuffe die II. Mediterranstufo 
eingeleitet habe (Das marine Miocän in Syrien. Denkschr. 
K. Ak. d. Wiss. Wien. 57. 1890 S. 604—606). Demgegen¬ 
über muß betont werden, daß zwischen der Eruption des 
Basaltes und seiner Überlagerung durch Miocän ein ganz 
erheblicher Zeitraum verflossen sein muß, denn der Basalt 
verwitterte in der Zwischenzeit tiefgründig und wurde vom 
Meer der II. Mediterranstufe zum Teil abradiert und zu 
Gerollen verarbeitet. FiiEcn’s Anschauung endlich, daß 
die Eruptiva bei Aleppo dem Miocän teils eingelagert, 
teils aufgelagert seien (a. a. 0. S. 78 bis 79) scheint mit 
der bereits im vorigen Abschnitte berührten Verkennung 
der Kreide Zusammenhängen. 

Ein stark verwitterter Mandelsteinbasalt taucht zuerst 
am südwestlichen Ende des Damaskusbahnhofes auf und ist 
nach SW längs der Bahn in einigen, bis 2,5 m tiefen Ein¬ 
schnitten zu studieren. Er verwittert durchweg kugel- 


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schalig, ist aber im Kern oft noch leidlich frisch, sonst 
reich an Kalkspatmandeln und -trümmern. Ein Dünnschliff 
des frischeren Gesteins! ergab nach freundlicher Unter¬ 
suchung meines Kollegen Finckh einen doleritischen Feld¬ 
spatbasalt mit reichlich Analcim, seltener Natrolith und 
Delessit in den Hohlräumen, ein Zeichen, daß postvul¬ 
kanische Prozesse das Gestein betroffen haben, Finckh 
hält es nicht für ausgeschlossen, daß die Zeolithe aus 
einem ursprünglichen Nephelingehalt des Gesteins hervor¬ 
gegangen sind, und daß demnach ein Nephelinbasanit Vor¬ 
gelegen haben könnte. Die Klärung dieser Frage mag 
späteren Untersuchungen überlassen bleiben. 

Die Basalteruption bei Aleppo war kein einmaliger Vor¬ 
gang, sondern wurde durch Zeiten der Ruhe oder ge¬ 
änderter vulkanischer Tätigkeit unterbrochen, Anzeichen 
dafür sind verwitterte alte Oberflächen innerhalb der Ba¬ 
saltmasse, zum Teil verbunden mit Steppenkalkabsätzen und 
Tuffsteinlagerungen. Dicht nördlich der kleinen Moschee 
Meschhed Hussen hat man von oben nach unten im 
Liegenden des Miocäns folgendes Profil: 

a) schwarzbrauner, verwitterter Mandelstein basal t; 

b) 0,1 m kalkreicher, rötlicher Brockentuff bzw. durch Steppen¬ 
kalk verkittete Trümmer von rötlich verwittertem Basalt; 

c) mindestens 0,15 m rötlich verwitterter Basalt; 

und auf der Nordseite des Meschhed genannten Platten¬ 
vorsprungs, etwa 150 m N. der obigen Moschee beobachtete 
ich im Herbst 1916 unter Führung des Herrn Realschul¬ 
lehrers Stumvoll aus Aleppo unter dem Miocän: 

a) etwa 2 m graubraunen bis grünlichgrauen, tonig zersetzten, 
talkig anzufühlenden Basalt; 

b) etwa 1,5 m frischeren Mandelsteinbasalt; 

c) etwa 1,5 m rötlichen, helldurchtrümerten Kalk, reich an 
Tuffmaterial; 

d) zersetzten Basalt. 

Aus beiden Profilen geht hervor, daß mindestens zwei 
Basaltergüsse stattgefunden haben, die durch eine längere 
Ruhepause getrennt sind. Während dieser Pause verwitterte 
der ältere Strom, und es bildete sich auf ihm eine kalkige, 
den Steppenkalken vergleichbare Decke, während Tuff¬ 
eruptionen in diese Zeit hineinspielten. Petrographische 
Unterschiede zwischen den beiden Basaltergüssen waren 
übrigens selbst in Dünnschliffen nicht wahrzunehmen. 

Die durch Blanckenhokn 1 ) bereits bekanntgewordenen 
Tuffe werden in einem Seitenrisse der Kuwekniederung 

*) Das marine Miocän in Syrien. 1890. S. 605. 


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zwischen den Stadtteilen Dschimelije und Mchaka auf etwa 
250—300 m sichtbar. Es sind mindestens 1,3 m mächtige 
bräunlichrote, wohlgeschichtete Glastuffe (belegt durch 
Finckh’s Untersuchung an einem Dünnschliffe), die in 
den gröberen Schichten deutlich kalkiger sind als in den 
feinkörnigeren. Anzeichen für einen marinen Absatz sind 
nicht zu entdecken. Ihre Unterlage ist unbekannt, im 
Hangenden folgt kalkiger, verwitterter Basalt mit einer 
alten roten Oberfläche und Steppenkalk und darüber wieder 
Mandelsteinbasalt, also auch hier wieder Anzeichen für 
mindestens zwei zeitlich getrennte Basaltergüsse. 

Unterhalb der Miocänkante westlich Aleppo ist stark 
zersetzter Basalt bis in das Tal hinein zu verfolgen, durch 
welches die Straße nach Alexandrette zieht. Er scheint 
hier an der dieses Tal in NNW-Richtung durchsetzenden 
Störung gegen Kreide verworfen zu sein, aber eine exakte 
Beobachtung des Lagerungsverhäitnisses zwischen Kreide 
und Basalt liegt bisher von Aleppo nicht vor. Bis auf 
weiteres möchte ich annehmen, daß es dasselbe ist, wie 
das von Blanckenhokn aus dem unteren Afrin-Becken 
(a. a. O. S. 604) beschriebene, wo die Basalte und Tuffe 
den senonen Kreidemergeln aufiagern. Da ferner Blanckkn- 
hokn (a. a. O. S. 606) angibt, daß hierher gehörende Ba¬ 
salte die Eocänschichten des Kurdengebirges durchbrochen 
haben, so neige ich dazu, das Empordringen dieser Basalte, 
insbesondere des von Aleppo wesentlich in das O l i g o c ä n 
zu verlegen, welches bisher in fossilführenden Ablage¬ 
rungen aus Syrien und Palästina nicht bekannt geworden 
ist und vielleicht eine Festlandsperiode mit vorwiegender 
Verwitterung und Denudation bezeichnet. 

3. Das M i o c ä n. 

Kreide und Eruptiva werden bei Aleppo diskordant 
vom Miocän überlagert, und zwar bildet das Miocän einen 
wohl fast geschlossenen Höhenkranz um Aleppo und inner¬ 
halb dieses Kranzes noch mehr oder weniger ausgedehnte, 
inselartige Denudationsreste. Seine Gesteinsentwicklung ist 
bei genauerer Betrachtung eine sehr mannigfaltige, da 
Konglomerate, Trümmer-, Sandkalke mit Austern-, Litho- 
thamnien-, Korallen- und Marmorkaiken wechseln. Das 
Miocän im Osten und Süden der Stadt ist mir leider nicht 
näher bekannt geworden, sondern nur das im Nordosten, 
Norden, Westen und Südwesten. Für die folgende Be- 


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spreehung möchte ich das mir bekannte Miocän von Aleppo 
etwa zerlegen in (Abb. 1): 

a) die Inselplatte von Schech Bekr—Mahmudije, 

b) die Platte im Nordosten, 

c) die Platte im Nordwesten bis zur Alexandrette-Straße, 

d) die Platte im Westen und Südwesten. 

a) Die Inselplatte von Schech Bekr-Mahmudije. 

Den am weitesten nach Aleppo hinein vorgeschobenen 
Abschnitt des Miocäns, der durch die Denudation bereits 
zu einer von der Hauptplatte getrennten Insel geworden 
ist, stellt die Platte an der Nordostseite der Stadt dar, 
auf welcher sich u. a. das weithin sichtbare Derwischkloster 
Schech Bekr erhebt. Durch tiefe und zum Teil breite 
Buchten hat diese Platte einen bastionsartigen, fünf lappigen 
Umriß. Auf dem südlichen Vorsprung erhebt sich die 
Kavalleriekaserne, dann folgt nach Westen zu ein nur mit 
Gräbern bedeckter Vorsprung, weiter nördlich der das 
Derwischkloster mit seinem Chan oder Rasthof tragende 
Absatz, um dessen Fuß sich die Straße nach Muslimije 
herumzieht. Nach Norden schiebt sich eine längliche Platt¬ 
form vor, auf der sich 1917 u. a. eine Militärmusikschuie 
befand, und nach Osten folgt eine breitere Platte, an 
welche sich das Dorf Mahmudije anlehnt. Die gesamte 
Platte ist, wie mit dem RicnTHOFENSchen Horizontalglase 
deutlich zu erkennen war, nach Norden geneigt und mag 
sich nach meinen Barometermessungen etwa 25—40 m über 
den benachbarten Stadtteil Azizijc erheben. Zahlreiche 
kleine Brüche und Gruben an der Kante der Platte ge¬ 
währen hinlängliche Aufschlüsse. 

Auf der Nordseite der nordwestlich von der Kavallerie- 
kaserne belegenen Buchti-Moschee wird die Schreibkreide in 
der Kante von einem 3 m mächtigen Austernkalk überlagert, 
in dem sich Ostrea lamellosa Br. und Alec.tr yonia plicatula 
Gm. in zweiklappigen Exemplaren reichlich finden. Dieselbe 
Bank ist noch auf der Südseite des Derw-ischklosters und 
an dessen Chan nachweisbar, wo sie infolge einer ört¬ 
lichen Störung leicht nach ONO einfällt. Unterhalb der 
Westseite der Ivavalleriekaserne stellen sich in der Austern¬ 
bank einzelne Korallen zugleich mit Trümmern eines röt¬ 
lichen Kalkes ein, und an der Südwestecke der Kaserne 
ist ein echter, zum Teil löcheriger, kristalliner, 3 m mäch¬ 
tiger Korallenkalk entstanden, der Neigung zur Roterde¬ 
bildung bekundet und der Schreibkreide unmittelbar auf¬ 
ruht. In der Kante auf der Ostseite der Kaserne vollzieht 


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sich der Übergang von dem kristallinen Korallenkalk zu 
einem eigenartigen Geröll- oder Trümmerkalk, der als 
Transgressionsbildung des Miocäns angesehen werden muß. 
In kleinen Brüchen der Kante nordnordöstlich der Kaserne 
sieht man folgendes Profil: 

0,5 m eluviale Kalkkruste; 

1 m mürben, rötlichen Lithothamnien-Triimmerkalk, reich 
an bis 0,5 m Durchmesser haltenden Gerollen. Unter 
den Gerollen sind vertreten: Harte, z. T. von Bohr¬ 
schwämmen durchlöcherte Kalke, rötliche tonige 
Kalke, Schreibkreide und zersetzter Basalt; Neigung 
zur Roterdebildung. 

Liegendes: Schreibkreide. 

Der zersetzte Basalt gleicht ganz dem, welchen wir 
oben an der Nordseite des Meschhed kennengelemt haben. 
In einem Dünnschliffe läßt er nur noch eine trüb grau¬ 
braune, von dem Maschenwerk eines serpentinähnlichen, 
schwach doppelbrechenden Minerals durchzogene Grund¬ 
masse erkennen, in weicher nur die Titaneisenlamellen 
noch in ihrer ursprünglichen Frische und Anordnung fest¬ 
zustellen sind. Das serpentinähnliche Mineral möchte 
Finckh als Pseudophit ansprechen. Der Olivin ist nach 
ihm in ein parallelfasriges oder -blättriges Mineral umge- 
wandelt, das an Iddingsit erinnert, nur fehlt der für diesen 
bezeichnende Pleochroismus, dafür ist es erfüllt von reich¬ 
lichen Eisenhydroxyd-Ausscheidungen. Nach der Art der 
Doppelbrechung dieser fasrigen oder blättrigen Neubildun¬ 
gen möchte man an Talk denken. 

Dieselbe Transgressionsfazics des Miocäns ist noch in 
der nordöstlich von hier gelegenen Kante des Mahmudija- 
Vorsprungs vertreten. Auf dem Halse dieses Vorsprungs 
stellt sich dagegen wieder die Austernbankfazies ein und 
herrscht nördlich von hier entschieden vor, insbesondere 
erreicht sie auf der Platte mit der Militärmusikschule eine 
Mächtigkeit bis zu 2 m. Steinbrüche in der nördlichen 
Kante der Platte von Mahmudije zeigen von unten nach 
oben folgendes Profil: 

1,3 m aus Lithothamnientrümmern und rötlich-tonigem Kalk¬ 
grus zusammengesetztes Gestein; 

1—1,5 m Austernbank u. a. mit Alectryonia plicatula Gm., zu 
rotbraunem Lehm verwitternd. 

Beim weiteren Verfolg der Miocänkante nach Südosten 
zu sieht man zwischen die Austernkalke sieh Lithothamnien- 
kalke einschieben, wie folgendes, etwa 50 m ostsüdöstlich 


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einer als Stall dienenden Höhle auf genommenes Profil zeigt: 
unter Oberflächenkalk 

0,5 m austernreicher, rotpunktierter Trümmerkalk. 

1 m kristalliner Kalk, 

1 m Austernkalk, 

0,5 m Lithothamnienkalk. 

In einer Reihe kleiner Steinbrüche, die sich dicht nordwest¬ 
lich von Mahmudije in Ost-Westrichtung hinzieht, herrschen 
bereits teils feste, teils mürbe und löcherige Lithothamnien- 
kalke vor und erreichen bis 3,5 m Mächtigkeit. Diese Kalke 
fallen flach nach N ein und lieferten Aequipecten aff. Nor - 
thamptoni Mich.; sie verwittern zu Roterde, die oft in geo¬ 
logischen Orgeln in sie eingreift. Noch näher an Mah¬ 
mudije stellt sich in der Kante ein Trümmerkalk mit Ge¬ 
rollen eines kreidigen zum Teil rötlichen Kalkes ein, aber 
auch eines marmorähnlichen, an Lithothamnienkalke er¬ 
innernden Kalkes, für dessen Alter vorläufig noch jeder An¬ 
halt fehlt. 


b) Die Miocänplatte im Nordosten. 

Von diesem Abschnitt kenne ich nur den westlichen 
Rand näher. Auf der linken Seite des Weges von der 
nördlichen Vorstadt Muslimije nach dem Aln Teil stößt 
man in etwa 0,9 km Abstand von der Muslimije-Straße 
auf eine niedrige, sich über der dortigen Schreibkreide 
inselartig erhebende Platte von nur 20—30 m Durchmesser. 
Die Platte besteht aus festem, marmorähniichen Miocän- 
kaik und stellt einen Zeugen der weiter nördlich folgenden, 
zusammenhängenden Miocändecke dar. Etwa 175 m weiter 
nach N liegt eine zweite, etwas größere (100x50 m) Zeugen¬ 
platte, auf der sich 1917 die Ruine eines Steinhauses 
erhfob. Ein kleiner Aufschluß auf der Nordseite zeigt 
über der mürben Schreibkreide 1 m dichten, von Mangan- 
dendriten durchzogenen Kalk; 50 m südlich von da betrug 
die Mächtigkeit desselben, hier aber Austern führenden 
Kalkes einschließlich der eluvialen Kalkkruste nur 0,5 m. 
Etwa 250 m weiter nördlich beginnt an der Aln Teil- 
Straße die geschlossene Miocänplatte, auf der nahe dem 
Südrande ein Lehrerseminar, Der Mualdemin genannt, er¬ 
richtet ist. Ende 1917 beobachtete ich dort in einer 
Brunnenausschachtung von oben an: 

3 m harten Lithothamnienkalk mit Einschlüssen von 
Schreibkreide; 

><>,3 m Schreibkreide. 


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Weiter nördlich schlug ich aus einem festen, mit 
Mangandendriten stark durchsetzten Trümmerkalk einen 
Selachierzahn und Peeten sp. heraus, und etwa 625 m 
Nf. Der Mualdemin ist bereits eine Austernbank deutlich 
entwickelt. Am AXn Teil, wo aus dem klüftigen Kreidekalk 
zwei der Versorgung von Aleppo dienende Quellen ent¬ 
springen, wird im Hangenden der Kreide 2,8 m knolliger, 
rötlicher, von Mangandendriten durch?e ztcr, fester Trümmer- 
kalk sichtbar, der etwa 40 m südlich der nördlichen Quelle 
Austern führt. Auf dem Miocänkalk erhebt sich der etwa 
20 m hohe, aus dem Schutte zahlreicher Siedlungen sich 
aufbauende Am Teil 2 ). Obsidian- und Feuersteinartefakte 
— Oberarzt Dr. Schiff fand dort u. a. eine zierliche Pfeil¬ 
spitze aus Obsidian — beweisen das bis in die jüngere Stein¬ 
zeit hineinreichende Alter dieser Siedlungen. Solche Teils 
liegen in Syrien und Palästina ganz gewöhnlich an perennie¬ 
renden Quellen, an die sich in dem wasserarmen Lande 
notgedrungen seit ältester Zeit die menschlichen Siedlungen 
immer wieder anschlossen. 


2. Die Miocänplatte im Nordwesten bis zur 
Alexandrette-Straße. 

Das Miocän im Nordosten der Stadt findet, nur von 
der Kuwek-Niederung unterbrochen, seine Fortsetzung auf 
der Westseite, ohne daß die liegende Schreibkreide hier 
etwa in einem Saume zutage träte, wie man nach der 
BLANCKENHOEN’schcn Kartendarstellung 3 ) vermuten könnte. 
Im Gegenteil ist der Miocänkranz hier bis auf das Kttwek- 
Alluvium völlig geschlossen. Der Rand dieses nordwest¬ 
lichen Abschnittes der Miocänplatte ist dagegen mit zwei 
tiefen Buchten versehen, in denen die Schreibkreide 
zutage tritt. Der Friedhof, auf weichem die während des 
Krieges in Aleppo verstorbenen deutschen und öster¬ 
reichischen Soldaten, darunter auch der Geh. Bergrat Prof. 
Dr. Frech aus Breslau, ihre letzte Ruhestätte gefunden 
haben, liegt inmitten dieser Buchten am Fuße des Miocän- 
hanges. Bekannt geworden sind mir in erster Linie die 
Randgebiete dieses Abschnitts. 


2 ) In der Bemerkung bei der Zeichenerklärung zu Fig. 1 ist 
statt „Schuttkegels von Ain Teil“ zu lesen: Schutthügels von 
Ain Teil. 

3 ) Handb. d. Regionalen Geol., V. 4. 1914, Taf. IV. 


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Nordöstlich von den Eisenbalmwerkstätten lagert in der 
Nähe der Balinlinie auf der Schreibkreide ein dünngebankter 
Sandkalk und dann fast horizontal ein nur 1 bis 2 m 
mächtiger, fester, doch etwas poröser Lithothamnientrümmer- 
kalk, der dort in der Kante anscheinend einmal gebrochen 
wurde, und in dem ich einen nicht näher bestimmbare« 
Pecten feststellen konnte. Oberflächlich ist dieser Miocän- 
kalk stellenweise von einer Kalkkruste bedeckt. 

Dem geschlossenen Miocänrande sind wieder an zwei 
Stellen inselartige Denudationsreste als Zeugen vorgelagert 
Der westliche dieser Zeugen liegt dicht nördlich des Bagdad¬ 
bahnhofes auf der Ostseite des Kreidebruchs und stellt sich 
als eine mit Ackerland und einer Zisterne bedeckte, etwa 
2 bis 3 m hohe Platte eines hornsteinführenden Lithotham- 
nienkalkes, der auch Austern enthält, dar. Der östliche 
Zeuge zeigt einen z. T. dichten, mit Mangandendriten durch¬ 
setzten Kalk, z. T. echten Lithothamnienkalk. 

Einen besonders guten Aufschluß in dem Miocän der 
geschlossenen Platte gewährt der Fahrweg von der Alexan- 
drette-Straße zu den 1917 neuen Kasernen. Über der Schreib¬ 
kreide folgen hier: 

a) 1,6 m sandige, z. T. dünngebankte Kalke und Mergel; 

b) mindestens 3 m fester, an Mangandendriten reicher und 
fossilführender Lithothamnien-Trümmerkalk, der nach oben 
löcherig-porös wird und Kalkspatdrusen führt, in ihm geolo¬ 
gische Orgeln mit Hoterdefüllung; 

c) 2 m mächtiger, fester Lithothamnienkalk; 

d) 1 m Austernkalkbank; 

e) mindestens 4 m mächtiger, dichter Lithothamnienkalk, der 
die Plattform zusammensetzt. Geologische Orgeln mit Rot¬ 
erde auch in dieser Bank. Die Plattform mag sich nach 
meiner Schätzung 40 m über das Gelände am Bagdadbahnhof 
erheben. 

d) Die Miocänplatte im Westen und Südwesten. 

Durch das von der Alexandrette-Straße benutzte Tal 
muß sich etw'a in NNW—SSO-Richtung eine Störungslinie 
ziehen, denn die Miocänplatte auf der Südw^estseite ist gegen¬ 
über derjenigen auf der Nordostseite erheblich abgesunken. 
Die Störung ist also postmiocän. Andererseits spricht der 
plötzlich mit diesem Tale sich vollziehende Wechsel im 
Liegenden des Miocäns, nämlich vom Basalt zur Kreide, 
für eine, prämiocäne, wahr schein lieh postkretazische Störung. 
Wir haben es also dem Anscheine nach mit dem posthumen 
Auf leben einer älteren Störung zu tun, ein Vorgang, der in 
der Jetztzeit noch nicht abgeschlossen zu sein scheint, wie 


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die schweren Erdbeben vermuten lassen, von denen Aleppo 
nach Dieneb (Libanon, 1886, S. 260 ff.) vielfach heimge¬ 
sucht ist. 

In der Miocankante auf der Südseite des Tale3 stecken 
hauptsächlich Lithothamnienkalke, die einen braunroten, 
steinigen, vielfach von kahlen Felsplatten unterbrochenen 
Ackerboden abgeben und in einer langen Reihe von Brüchen 
ausgebeutet werden, da sie in Aleppo namentlich als Fliesen¬ 
steine wegen ihrer Dichte und schönen Zeichnung sehr 
beliebt sind. Die Miocankante verläuft anfangs fast nord¬ 
südlich, biegt dann nach SW um und bleibt etwa 1km 
in dieser Richtung. Das Profil beginnt hier über dem 
völlig zersetzten Basalt mit: 

a) einen 0,3 m mächtigen Transgressionskonglomerat in Gestalt 
eines kreidigen Kalkes mit Gerollen von rötlichem Kalk und 
besonders von zersetztem Basalt; es folgt 

b) ein mürber, knolliger, gelblicher bis pfirsichblätfarbcner 
Kalk; 

c) ein nach Aussage der Arbeiter bis 6 m mächtiger, fester 
Lithothamnienkalk. Manche Lagen sind wegen der grauen, 
braunen oder pfirsichblütfarbenen Hornsteinausscheidungen 
zur Gewinnung unbrauchbar. In solchem Hornstein fanden 
sich gelegentlich Steinkerne und Abdrücke von Korallen, 
unter denen mein Kollege Weissbrmel Heliastraea conoidea 
Rss. und Heliastraea cf. Reussana M. E. & H. bestimmte. 

In diesem Abschnitt ist der Miocankante eine etwa 250 m 
lange, 50 m breite und nur etwa 2 m sich erhebende, mit 
Feigen bestandene Zeugenplatte vorgelagert, die aus etwas 
porösem Lithothamnienkalk besteht. Außer gelegentlichen 
bis kopfgroßen, lagenförmig gebauten Kalkspatdrusen sind 
Reste von Pecten , Cardium und Echiniden zu beobachten. 
Die Oberfläche des zersetzten Basalts, dem dieser Zeuge 
auf ruht, steigt nach W zu deutlich an. 

Im weiteren Verlaufe nähert sich die Miocänplatte wieder 
der Damaskusbahn und berührt diese an dem „Meschhed“ 
genannten Vorsprung. Auf der Nordseite hat man hier 
über dem zersetzten Basalt folgendes Profil: 

a) 0,7 m kalkiges Transgressionskonglomerat, reich an Gerollen 
von zersetztem Basalt und rötlichem Kalk, u. a. mit Ostrea 
lamellosa Br.; 

b) über 2 m mächtiger, teils mürber, teils festerer, fossil¬ 
reicher Kalk mit Pecten Ziziniae Blanck., Ostrea lamellosa 
Bb., Tellina sp.\ 

c) fester, marmorähnlicher Kalk. 

Feste Lithothamnienkalke mit Knollen und Lagen von 
Hornstein bilden die Kante von Meschhed nach Süden zu 
und sind dort in einer Reihe von Brüchen ausgel>eutet 


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worden. Dicht oberhalb der Hassan Hussen-Moschee fand 
ich mürbe, kreideartige, fossilreiche Kalke, die bei der An¬ 
lage von Zisternen für eine unweit belegene Gruppe von 
Steinhäusern herausgebrochen waren. Namentlich zeichneten 
sich unter den Fossilien die Seeigel durch Häufigkeit und 
gute Erhaltung aus. Es ließen sich feststellen: 

Clypeaster Intermedins Desm. besonders häufig. 

& enteil a subrotunda Lam. 

Amphiope biocalata Ag. 

Ostrea lamellosa Bk. 

Pectrn caralitanus Menegh. 

Aequipecten spinosovatus Sacco. 

Lima hians Gm. 

Ringicardium cf. burdigalinum Lam. 

Panopaea Menardi Desh. 

Cytherea sp. 

Lucina sp. 

Tnrritella sp. 

Von der Hassan Hussen-Moschee nach SO sinkt der 
prämioeäne basaltische Untergrund unter, so daß sich das 
Miocän bis an das Kuwek-Alluvium herabzieht. 

Schließlich mag noch der kristalline, an Mangandendriten 
reiche Kalk erwähnt werden, welcher an der Kuwek-Niede- 
rung zwischen den Stadtteilen Dschimelije und Mchaka im 
Hangenden der Glastuffe und des Basalts auf etwa 200 m 
nachweisbar ist. Die weitere Verbreitung des Austern und 
Clypeaster führenden und unter etwa 15° nach Osten ein¬ 
fallenden Miocänkalks ist wegen der Schuttbedeckung nicht 
genau festzulegen, indessen wird man wohl kaum mit der 
Annahme fehlgehen, daß hier ein Zeugenrest der ehemaligen 
Miocändecke vorliegt. 


Die Miocänschichten von Aleppj wurden bereits von 
Blanckenhorn (Hdbch. d. Regional. Geol. V. 4. 1914, S. 50) 
zur T o r t a n a stufe gestellt. Auf Grund des von mir ge¬ 
sammelten und oben mitgeteilten Materials kann ich ihm 
hierin nur beipflichten, denn Formen wie Ostrea lamellosa 
Br., Aleclryonia plicatula Gm., Aequipecten spinosovatus 
Sacco beginnen nach Sacco (Molluschi dei terreni terziarii 
dei Piemonte e della Liguria 1897, parte XXIII, S. 8, 20, 
p. XXIV, S. 22) in der Tortonastufe, dauern im Pliocän an 
und reichen, wenigstens die Austern, nach Weinkauff (Con- 
chylien des Mittelmeeres, 1867, I, S. 274, 276) noch in die 


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Jetztzeit. * Dieses Ergebnis möchte ich gegenüber H. Daus 
betonen, der bei der Bearbeitung des FRECHschen Materials 
aus dem Miocänbecken von Aleppo zu einer abweichenden 
Ansicht gelangt ist (N. Jahrb. f. Min. Beilagebd. 38, S. 443). 


II. Geologische Beobachtungen zwischen Aleppo und 
Hama (Mioc&n, prfimiocäner Basalt, Kreide, Eocän, 
diluviale Terrassenschotter des Orontes). 

(Abb. 2.) 

In der Zeit vom 21. bis 31. Mai 1918 hatte ich Gelegen¬ 
heit, die Straße von Aleppo über Chan Tumän, Maarat en 
Numän, Chan Schechün nach Hama zu bereisen, eine Streckt», 
die in neuerer Zeit wohl schwerlich von einem Geologen 
besucht ist. Leider sind sämtliche, von mir gesammelten 
Gesteins- und Fossilproben verloren gegangen, so daß ich 
nur auf meine Tagebuchangaben zurückgreifen kann. 

Etwa 6,5 km vom Damaskusbahnhofe von Aleppo ent¬ 
fernt erhebt sich an der Straße nach Chan Tumän über 
einer perennierenden Quelle der Teil Ramusse, ein aus 
Siedlungsschutt bestehender Hügel, der wieder ein Beweis 
dafür ist, wie seit alter Zeit die menschlichen Siedlungen 
sich an die. Quellen hielten. Auf der anderen Seite der 
Straße werden künstlich erweiterte Höhlen im Miocän- 
k a 1 k sichtbar. Die Quelle bewässert Gartenland in dem 
flachen Tälehen. 

Ungefähr 2 kra weiter taucht vor dem Dorfe Naaradi 
auf etwa 600 bis 700 m ein dem von Aleppo ganz ähnlicher, 
stark zersetzter Basalt auf und wird links der Straße 
von korallenführendem Miocänkalk überlagert. Ich ver¬ 
mute, daß die Beziehungen des Basalts zum Miocän die¬ 
selben sind wie bei Aleppo. Da nun dieses Basaltvorkommen 
ungefähr in die nordwestliche Fortsetzung des ausgedehnten, 
SO—NW streichenden Basaltrückens Djebel el Hass fällt, 
so liegt es nahe, auch für diesen Rücken ein prämioeänes 
Alter wie beim Aleppobasalt anzunehmen. 

Das Dorf Tumän steht auf zuckerkörnigem Kalk und 
Lithothamnienkalk des Miocäns am Abhange zum Kuwek, 
in dessen schlammigem Wasser sich zahlreiche Schildkröten 
tummeln. Die Miocänplatte reicht östlich des Dorfes bis 
hart an den Kuwek heran; Wadis, welche von der Platte 
kommen, haben ins schmale Kuwek-Alluvium hinein flache 
Schotterkegel vorgeschoben. 

Zeftftcbr. d D. Geol. Ges. 1924. 2 


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Die M i ö c ä n kalkplatt© setzt noch über Surba, Ksebije, 
Schech Achmed, Seralkin bis Maardibse weiter, trägt viel¬ 
fach eine Decke von braunrotem Lehm und ist, wo dieser 
mächtiger wird, mit Weizen und Gerste angebaut, während 



Abb. 2. Kartenskizze der Straße Aleppo—Hama. 

sie auf weite Strecken, wo der kahle Fels oder der Ober¬ 
flächenkalk (Nari) zutage tritt, mit baumloser Gras- und 
Distel stepp© bedeckt ist. 

Im Dorfe Schech Achmed fand ich aus Zisternen Kalk 
mit Turritella sp. und Barbatia sp., höchstwahrscheinlich 


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M i o c ä n f ossilien, ausgeworfen. Dicht vor SeraJkin be¬ 
obachtete ich in dem mürben Kalk, der aus einer Zisterne 
stammte, Ostrea lamellosa Bb. und Alectryonia plicatala 
Gm., ferner Pleurotoma sp ., Patella sp., Lithodomas sp . 
und Korallenreste, also zweifellos M i o c ä n. Ein mit Granat¬ 
äpfeln und Feigen bepflanzter Steinbruch etwa 1,5 km nörd¬ 
lich Maardibse zeigte unter 2 m starkem, tuffartigen und 
mit rötlichem Lehm durchsetzten Oberflächenkalk festen 
marmorartigen Kalk mit Seeigelresten und Steinkernan, 
wahrscheinlich des M i o c ä n s. 

Bereits etwa 1km vor Chan es Sibil bis mindestens 
zu diesem Dorfe wird öfter ein harter zuckerkörniger Kalk 
in Klippen z. T. unter Oberflächenkalk sichtbar, möglicher¬ 
weise schon Nummulitenkalk. Wenn ich auch die be¬ 
zeichnenden Fossilien nicht gefunden habe, so schließt das 
noch keineswegs diese Altersauffassung aus, denn nach 
meinen Beobachtungen in Anatolien und Syrien fehlen Num- 
muliten in dem entsprechenden Horizonte stellenweise völlig, 
während sie dicht dabei in Massen erscheinen. 

Zur Kreide gehören wahrscheinlich bereits flach nach 
N einfallende, WNW—OSO streichende Bänke von kiese- 
ligem, muschelig brechendem Kalk, welche etwa 2 km von 
Chan es Sibil am Wege nach Maarat en Numän anstehen. 
Ähnliche, aber dünnplattige Kalke, die NNO—SSW streichen 
und flach östlich einfallen, z. T. kreidiger mit dunkelbraunen 
Kiesellagen wechselnder Kalk stehen in etwa 2 m Mächtig¬ 
keit an einer verfallenen Zisterne etwa 2 km über das 
rechts vom Wege aus sichtbare Dorf Dana hinaus an und 
machen durchaus den Eindruck von Kreide. Auch weiter¬ 
hin nach Maarat en Numän zu werden nur meist fast 
horizontale, teils kreidige, teils kieselige, Kalke sichtbar, 
die z. T. völlig mit der Kreide von Aleppo übereinstimmen. 
Die Ähnlichkeit der Kreide in der Umgebung des genannten 
Städtchens, wo sie z. B. in einem Bruche auf der NO-Seite 
etwa lim mächtig erschlossen ist, mit derjenigen von Aleppo 
erstreckt sich sogar auf Einzelheiten; wie diese ist sie zer¬ 
klüftet, wird mit Vorliebe von künstlichen Höhlen durch¬ 
setzt und bietet einen ergiebigen Grundwasserhorizont dar, 
aus welchem zahlreiche knarrende, von Zugtieren getriebene 
Schöpfwerke das Wasser für die Berieselung der Gärten 
entnehmen. Von hier ab setzt die Kreide eine, durch 
Erosionsrinnen flach zerschnittene, sonst ebene Landschaft 
zusammen, die Pflanzungen von Oliven, Feigen, Reben und 
Weizenfelder auf ihrem hellfarbigen, lehmigen Boden ge¬ 
deihen läßt. 2* 


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An der Stfaße nach Chan Schechün trifft man in einer 
Entfernung von etwa 6,5 km von Maarat en Numän an der 
linken Seite auf einen flachen, in einer Senke belegenen 
Brunnen, etwa 0,8 km nördlich der in Ruinen liegen¬ 
den Karawanserei Marhadat. In der Umgebung dieses 
Brunnens und in diesem steht Alveolinenkalk des 
Eocäns an, ein Vorkommen, das noch unbekannt zu sein 
scheint, dem aber, nach S wenigstens, größere Ausdehnung 
offenbar nicht zukommt, da ich bereits 250 m jenseits 
der Ruine Chan Marhadat an einer Zisterne plattigea 
Kreidekalk beobachtete. Diese Kreide hält noch über 
das Dorf Hisch hinaus bis zum Abstiege in die Ebene Jaffrat 
il Arr an, wo auf klüftigem Kreidekalk die Ruinen des Dorfes 
Sachien liegen. Die 4 bis 5 km breite, jetzt unbebaute 
und menschenleere Ebene muß in der Vorzeit besiedelt 
gewesen sein, denn auf ihren Randhöhen erhebt sich links 
der Teil il Arr, rechts der Teil il Möku, und ihr braun¬ 
roter tiefgründiger Lehmboden spricht für Fruchtbarkeit. 
Chan Schechün liegt an einem, etwa 20 m sich erhebenden, 
kegelstumpfartigen Teil, der beackert ist und einen Dresch¬ 
platz trägt. Zerklüfteter Kreide kalk wird vielfach im Ort 
Sichtbar und führt wieder reichlich Grundwasser. Als Merk¬ 
würdigkeit sei erwähnt, daß hier mehrere antike Sarkophage 
aus gebranntem Ton zu Tränktrögen verwendet wurden; die 
schön erhaltenen, wenn auch schmucklosen Stücke sollten 
aus Gräbern am Hange südsüdwestlich vom Teil stammen. 

Die z. T. etwas kieseligen Kreidekalke halten 
zwischen Chan Schechün und Taijibe noch an, wie gelegent¬ 
liche kleine Aufschlüsse beweisen. Etwa 1,5 km hinter dem 
durch seine Lage an zwei Teils ausgezeichneten Dorfe Murek 
fanden sich im Kreidekalk zahlreiche Teleostierreste und ©in 
Selachierzahn; 2,5 km weiter beobachtete ich in einem 
weichen Kreidekalk außer Feuersteinbänken Abdrücke und 
Steinkerne von Zweischalern. Etwa 2,75 km vor Taijibe 
stehen in Steinbrüchen mit alten Höhlenwohnungen (der 
Platz wurde mir als Siftije bezeichnet) meist mürbe*, selten 
härtere, zerklüftete Kalke mit zahlreichen Fischresten und 
linsenförmigen Feuersteinlagen an, fallen flach NNW ein, 
streichen also WSW—ONO. Dieselben an Fischresten, 
namentlich Schuppen reichen Kalke sind noch bei Taijibe 
in unterirdischen Ställen und Zisternenlöchem mit flachem 
SW-Einfallcn und starker Klüftung zu sehen. In das gleiche, 
horizontal gelagerte Kreidegestein ist bei Kumchane und 
Hama auch der kräftig strömende Asi (Orontes) einge- 


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schnitten, der Schöpfräder von etwa 10 na Durchmesser 
treibt und durch diese Wasser in einen hochgelegenen 
Bewässerungskanal hebt. Der Kreide ruhen bei Hama am 
Asi z. T. zu Nagelfluh verkittete Hochterrassen¬ 
schotter auf, in denen Feuersteine, Kreidekalke und 
Basalte vorwiegen, und die wohl als diluvial angesehen 
werden können. 


III. Dilnvialschichten und junge Verwerfungen in der 
Beka und am Rande des Antilibanos bei Rajak. 

Vom 14. bis 20. April 1918 konnte ich gelegentlich der 
Untersuchung von Rajaks Umgebung einige Beobachtungen 
über Dilnvialschichten und junge Störungen in der Bekä 
machen, die ich im folgenden mitteilen will. Die von mir 
gesammelten Gesteinsproben sind leider nicht mehr vor¬ 
handen. Die Örtlichkeit geht aus der Abb. 3 auf S. 23 
hervor. 

Brunnengrabungen und -bohrungen in Rajak ergaben 
bis mindestens 36 m Schotterlehm und Nagelfluh. Unter 
den Gerollen überwiegen harte dichte Kalke (Eocän? 
Turon?), daneben kommen Basalte und z. T. bohnerzartige 
Eisensandsteine vor, die sämtlich dem Sammelgebiet der 
aus dem Antilibanos kommenden Wadis Jafufe und Sahaur 
entstammen müssen. Diese beiden Wadisi haben, wie noch 
gezeigt werden soll, offenbar zur Diluvialzeit. mächtige 
Schuttkegel in den Graben der Bekä hinein vorgeschüttet. 
Oberflächlich ist dieser Schotterlehm stets rotbraun ver¬ 
wittert im Gegensatz zu dem gelbbraunen, gegenwärtig noch 
abgelagerten Wadilehm. 

Eine gute Möglichkeit zum Studium dieser Schotter und 
ihres Verbandes mit den Gebirgsrandschichten bieten die 
Aufschlüsse an der Bahn Rajak—Damaskus im Wadi 
Jafufe, Jenseits der Mündung des Wadi Sahaur schneidet 
die Bahn mehrfach Rücken an, welche aus Schotterlehmen, 
Schottern mit gelegentlichen Sandbänken und fester Nagel- 
fluh in einer Mächtigkeit von stellenweise 25 m bestehen. 
Etwa 40 Marschminuten auf der Bahnstrecke, gerechnet 
von der Brücke über das Wadi Sahaur, liegen am Wadi 
Jafufe an einer Wassermühle und einer Steinbrücke Auf¬ 
schlüsse in einem marmorähnlichen, gelblichweißen, rosa¬ 
gefleckten Nummulitenkalk, dessen klüftige und löcherige 
Bänke nach NW einfallen und außer stellenweise in Massen 
angehäuften, mittelgroßen Nummuliten Seeigelreste erkennen 


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lassen. Dieser Kalk, wird von teilweise fest verkitteten 
Schottern überlagert, aber im Bahnniveau sieht man, daß 
die Schotter außerdem scharf an einer in 68° (magnet.) 
d. h. in ONO über das Wadi streichenden Verwerfung gegen 
den Nummulitenkalk abgesetzt sind.. Die Schotterbanke 
zeigen eine nach der Bekä zu geneigte Schichtung. Aus 
diesen Tatsachen geht hervor, daß während der Bildung 
der Schotter das Vorland an einer Bruchlinie absank und 
nun der Schotterabsatz in verstärktem Maße in das ge¬ 
senkte Gebiet hipein vor sich ging. In der Nagelfluh waren 
u. a. Gerolle von Eisensandstein und sandigem Brauneisen¬ 
stein häufig, die wahrscheinlich auf Unterkreideschichten 
im Sammelgebiet des Wadi Jafufe, also im Antilibanos, 
deuten, wenn auch die BLANCKENHORNsche Geologische Karte 
solche dort nirgends verzeichnet. 

Ähnlich ist der Lagerungsverband der Diluvialschotter 
mit dem Nummulitenkalk im Wadi Sahaur, welches, von 
links kommend, in das Wadi Jafufe mündet und, wie bereits 
angedeutet, von der Bahn nach Damaskus überschritten 
wird. Auch das Wadi Sahaur wird von höheren Stufen 
von rotem Schotterlehm und z. T. verkitteten Schottern be¬ 
gleitet. Etwa 600 m oberhalb der Bahnbrücke lag am 
16. April 1918 die Versickerungsstelle des bis dahin wasser¬ 
führenden Wadis. Die Schotfcerlehmterrasse selbst wird 
durch oberhalb abzweigende Gräben bewässert und trägt 
Ackerland; sie steigt zum Gebirge hin an und bildet einen 
deutlichen Schuttkegel. Auf der Höhe eines Rückens an 
der Nordscite des Wadi, etwa 2,5 km von der Balmbrücke 
entfernt, taucht karrenbedeckter, marmorähnlielier Nummu¬ 
litenkalk mit flach nach NW gerichtetem Einfallen auf. 
Er wird durch eine in 45° (magnet.), also etw'a NO, über das 
Wadi Sahaur setzende und unter 70° nach 0 zu, demnach 
gegen das Gebirge, einfaliende Spalte abgeschnitten, und es 
stoßen Diluvialschotter mit Nagelfluhfelsen unmittelbar an 
ihn an. Rein äußerlich betrachtet, hat demnach diese Spalte 
den Charakter einer Überschiebung; aber es kann eine solche 
nicht vorliegen, da Schleppungserscheinungen fehlen, viel¬ 
mehr dürfte das widersinnige Einfallen der Verwerfung wohl 
auf nachträgliche Bewegung des Gebirges nach W, also 
der Bekä zu, hin weisen. 

Nach diesen Erfahrungen kann das gelegentliche Aus¬ 
treten starker Quellen am Gebirgsrande des Antilibanos nicht 
überraschen, wie sie z. B. 2 km südsüdöstlich vom Dorfe 
Terbol belegen sind. Die Quellen treten dort in einer nach 


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Baurat Dr. Schuhmachers Angabe 47 in tiefer als Rajak 
gelegenen Einsenkung zutage, sind durch einen Staudamm 
zu einem etwa 600 m langen und 60 m breiten Teiche auf¬ 
gestaut und entspringen dem karrenbedeckten Nummuliten- 
kalk, dessen Bänke nach der Bekäebene zu einfallen. In 



Abb. 3. Skizze der Bekä bei Rajak und des angrenzenden 
Teils vom Libanon. 


dem klaren Wasser leben Neritinen, Hydrobien und eine 
gerippte Art von Melanopsis. Die braunroten Schotteriehme 
der Bekä reichen unmittelbar bis an den Nummulitenkalk 
heran und grenzen jedenfalls in einer Verwerfung an. Die 
Quellen sind demnach durch den Stau des im Numinuliten- 
kalke zirkulierenden Grundwassers an den verhältnismäßig 
schwer durchlässigen diluvialen Lehmen hervorgerufen. 


IV. Tektonik und Wealden auf der Nordwestseite des 
Kneysseh im Libanon. 

Begleitet vom landeskundigen Ingenieur Herrn Wetzel 
konnte ich vom 23. April bis 7. Mai 1918 das Gebiet auf 
der Nordwestseite des Kneysseh im Libanon näher unter¬ 
suchen, und zwar zwischen Kornaii, Kefr Seluan und dem 
Paßrücken Dachr el Harf zwischen Djebel Kneysseh und 
Djebel Sannin (Abb. 3). 

Der Schichtenbau dieses Gebietes ist folgender: Die 
kahle, felsige Gipfelpartie des 2030 m erreichenden Djebel 
Kneysseh besteht aus einem etwa 300 bis 350 m mächtigen, 


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horizontalen bis schwach nach SW geneigten Komplex von 
Kalken des Cenomans und Turons, in denen je nach 
der Härte ihrer einzelnen Glieder weithin verfolgbare Steil¬ 
abstürze mit sanfteren Hängen wechseln und in der damaligen 
Jahreszeit durch die auf den letzteren belegenen Schnee¬ 
halden noch mehr hervorgehoben wurden (Taf. III, Abb. 1). 
Namentlich zwei mächtigere Kalkbänder am Liegenden 
lassen sich als Leitschichten weithin an den Gehängen ver¬ 
folgen. Unterhalb dieser Gipfelpartie von Oberkreide folgt 
eine sich durch sanfte, quellige Hänge auszeichnende, etwa 
150 m mächtige Schichtenfolge, auf der sich in diesem Teile 
des Libanons auch die höchsten Dörfer neben einzelnen 
Kulturen finden, die aber in der Hauptsache Nadelwald oder 
eine heideartige Vegetation mit Dickichten von Farnkraut 
und Rhododendren trägt. Diese Schichtenfolge muß, wie 
noch gezeigt werden soll, der Unterkreide zugerechnet 
werden und umfaßt hauptsächlich sandige Gesteine, dann 
aber auch einen Wechsel von tonigen, organogenen und 
eruptiven Gesteinen. Hierunter folgt, meist mit einem 
klippigen Absturz, doch tiefer vielfach mit sanfteren Hängen, 
der Jurakalk. Er ist die eigentliche Ackerbauformation 
und ermöglicht der rührigen Drusenbevölkerung auf Ter¬ 
rassen den Anbau von Getreide, Tabak, Maulbeerbäumen 
und in tieferen Lagen auch von Wein. Doch schieben sich 
dazwischen noch oft kahle, karrenbedeckte Felspartien ein, 
die nur dem Kleinvieh Weide bieten. 

Diese großen Bauelemente lagern nun fast horizontal, 
wie das bereits Diener (Libanon, 1886, S. 71) in seinem 
Profile 2 zum Ausdruck bringt, wenn auch nicht so ungestört, 
wie er annimmt. Das Gebiet an der Wasserscheide Dachr 
el Harf bezeichnet etwa die am höchsten herausgehobene 
Scholle, in welcher die Schichtgrenze Oberkreide—Unter¬ 
kreide nach meinen barometrischen Messungen etwa in 1750 m 
Seehöhe, die von der Unterkreide zum Jura etwa in 1600 m 
belegen ist. Von diesem Horst fallen beiderseitsi die 
Schichten in Staffelbrüchen ab, jedoch im Osten zur Bekä 
viel schroffer als im Westen zum Meere. Von den letzteren 
Bruchstaffeln wird im einzelnen noch zu reden sein. 

Über die Jurakalke im Liegenden der Unterkreide sei 
nur soviel gesagt, daß neben massigen, dickbankigen, grauen, 
nach oben auch rot-gefleckten Kalken mit Hornsteinen auch 
z. T. mergelige Oolithbänke mit Korallen-, Echinoiden-, 
Oinoidenresten und Austern eine Rolle spielen. Auch Ein¬ 
lagerungen von rotem Schieferton konnten wir etwa 3,4 


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bis 3,6 km östlich von Kefr Seiuan in der Oberpartie des 
Jura feststellen. Leider ist das von uns gesammelte Fossil¬ 
material beim Rückzuge aus Palästina verloren gegangen. 

In der Unterkreide hat man beim Aufstiege von Kornail 
zu dem südöstlich davon gelegenen Bergrücken von den 
Hornsteinkalken des Jura an folgendes Profil: 

1. Eisenschüssige Sandsteine, nahe der Basis mit einer Ein¬ 
lagerung eines > 2 m mächtigen, basaltähnlichen Eruptiv¬ 
gesteins, über dem der Sandstein quarzitisch wird; 

2. feinsandige Tone, Brauneisenstein, Eisensandstein; 

3. braunrote, graugefleckte Steinmergel; 

4. meist mürbe, z. T. stark mit Brauneisen durchsetzte, kreuz- 
geschichtete, mächtige Sandsteine; in rotbraunen, festeren 
Lagen, die zu Mühlsteinen gebrochen werden, mit schlecht¬ 
erhaltenen Holzresten. Über einer Schiefertoneinlagerung 
treten Quellen aus; heideartige Vegetation mit viel Farnkraut. 

Diese Untorkreid© gehört einer Bruchstaffel an, welche 
man die Staffel von Kornail benennen kann. Ihre öst¬ 
liche Begrenzung bildet ein SO—NW-Bruch, welchen man 
im Wasserrisse Am Bostan unweit Kornail an der Straße 
nach Kefr Seiuan wahmimmt, wo an die Jurakalke dep 
Nordostflügels im Südwesten sandige Unterkreideschichten 
anstoßen. Die Sprunghöhe kann auf etwa 150 m geschätzt 
werden. Unterhalb der Straße nimmt die Verwerfung eine 
fast nördliche Streichrichtung (genauer in 350° magn.) an. 
Beim Abstiege von Kornail nach W zu der ehemaligen 
Kohlengrube von Mourgue gelangt man plötzlich aus dem 
Jurakalk in die mit Pinienwald bestandenen sandigen Unter¬ 
kreid eschichten. Die scharfe Grenze, welche wieder durch 
einen Wasserriß angedeutet wird, ist die westliche Grenz¬ 
spalte der Staffel von Kornail; sie streicht etwa in 60 
bis 70° magn. und ist bis in das Tal von Arsün zu ver¬ 
folgen. Die Unterkreideschichten der Grube Mourgue 
gehören demnach bereits einer noch tiefer abgesunkenen 
Bruchstaffel an; ihre Schichten, insbesondere das Kohlen¬ 
vorkommen, hat O. Fbaas eingehend beschrieben (Geolog. 
Beobachtungen am Libanon, 1878, S. 48 ff.). Hinzufügen 
möchte ich nur, daß der Eisensandsfcein an dem nordwest¬ 
lichen Entwässerimgsstollen flach nach NO einfällt, was 
einen gewissen Schluß auf die Schichtenlagerung innerhalb 
dieser Bruchstaffel zuläßt. 

Die östlich vom Am Bostan beginnende Scholle von 
Unter kreide gehört einer höheren Bruchstaffel an, die wir 
als die von Kefr Seiuan bezeichnen können. Die Ansicht 
(Taf. III, Abb. 1), welche nach einer von mir am 7. Mai 


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auf genommenen Photographie angefertigt ist, stellt den Blick 
von Kefr Seluan nach SW im Bereiche dieser Bruchstaffel 
dar und ganz rechts im Hintergrund den Übergang zur 
Staffel von Kornail, angedeutet durch Bruchlinien, von denen 
zwei kleinere sich durch das Absinken der beiden Kalk¬ 
bänder an der Basis der zum Teil Schnee tragenden Gipfel¬ 
partie des Kneysseh verraten, während der Hauptbruch 
von Am Bostan etwa in der Einsattelung des Kammes ganz 
rechts zu suchen ist. Im Vorder- und Mittelgrund ist der 
teils mit Ackerbauterrassen bedeckte, teils kahle Felsboden 
des Jurakalkes sichtbar, darüber im Mittelgrund die sanften, 
schüttigen Hänge der Unterkreide und höher die aus Ceno¬ 
man- und Turonkalken bestehende Gipfelpartie des Kneysseh. 

Die Staffel von Kefr Seluan endigt an der Straße zum 
Paßrücken Dachr el Harf etwa 4 km von der Kapelle 
des genannten Dorfes an einer wieder durch einen Wasser¬ 
riß gekennzeichneten WSW—ONO-Verwerfung von etwa 
50 m Sprunghöhe, und es beginnt jenseits der Horst des ! 

Dachr et Harf. Hier fand ich in dem Eisensandstein der i 

Unterkreide auch Braun- und Roteisenstein und als Zeichen 
ehemaliger Verhüttung Eisenschlacken. Hatte uns bis hierher 
noch das auf dem Jurakalk sich ausbreitende Kulturland 
begleitet, so hört das nunmehr auf, und es stellen sich bis 
zur Paßhöhe die quelligen, zur Rutschung neigenden Hänge 
der Unterkreide mit viel Rhododendrongebüsch und Farn¬ 
kraut ein. 

Das Profil der Unterkreide am Dachr el Harf ist folgendes: 

Über dem Jurakalk folgen 

1. Eisenschüssige Saude und Sandsteine; 

2. grünliches Tuffgestein; 

3. violettrote und graue Steinmergel und Schiefertone; 

4. eisenschüssige Sande und Sandsteine; 

5. dichtes dunkles, nach oben hin stark zersetztes, basaltisches 
Eruptivgestein; 

6. Steinmergel; 

7. Sandsteine mit Eisenschalen, z. T. Tuffs an dst ein ; 

8. blaugraue Tone mit einem Dysodilflöz; 

9. Eisensande und -Sandsteine. 

Hangendes: groboolithische und dichte Kalke des Cenomans. 

Die Gesamtmächtigkeit der Unterkreide beträgt nach 
meinen Barometermessungen etwa 150 m; die Lagerung ist 
so gut wie horizontal. 

Die Eisensande bzw. Eisensandsteine sind zum Teil sicher 
aus der Zersetzung von schwefe lkiesführenden Schichten 
hervorgegangen. 


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Über das Eruptivgestein kann ich wegen des Verlustes 
meiner Proben nähere Mitteilung nicht machen und ver¬ 
weise auf die Darstellung bei O. Fbaas (a. a. O. S. 33 ff.). 
Auch ich gewann den Eindruck, daß es sich um Ergüsse 
aus der Unterkreidezeit handelt, was schon durch die ge¬ 
legentlich zu beobachtenden tuffigen Beimengungen der 
sandigen Sedimente hinreichend bewiesen wird. 

Die DysodilVorkommen liegen beiderseits der Wasser¬ 
scheide Dachr el Harf. Dasjenige auf der Westseite 
liegt südlich des Paßweges, es hat zum Liegenden 
teils blaugrauen Ton, teils grauen, festen Kalk, teils grauen, 
eisenfleckigen, tonigen Sand, w r ährend das Hangende gleich¬ 
mäßig von blaugrauem, zum Teil eisenschüssigem Ton 
gebildet w r ird; die Mächtigkeit sclmankt zwischen 2,3 und 
6 m. Über dem hangenden Ton treten an zahlreichen Steilen 
Quellen aus und sind an dem Streifen üppigen Rhododendron¬ 
gebüsches weithin an den Gehängen kenntlich. Der Dysodil 
ist in seinen tiefsten, wahrscheinlich unverwitterten Partien 
auf etwa 0,25 bis 0,5 m dicht, schwarz, auch wohl etwas 
kalkig und pyritführend. Erst bei der Verwitterung wahr¬ 
scheinlich und nahe dem Ausgehenden wird er dünnschiefrig, 
pappeartig und bleicht aus, wie das von anderer Stelle 
im Libanon bereits O. Fbaas (a. a. O. S. 57) sehr anschau¬ 
lich beschrieben hat. In solchem Gestein werden auch 
organische Reste, namentlich von Fischen, Famen und 
Ostrakodenschälchen sichtbar. Einlagerungen von w’enige 
Zentimeter starkem, bituminösem, pyritführendem Kalk 
spielen nur eine geringe Rolle. 

Auf der Ostseite der Wasserscheide ließ sich der Dys¬ 
odil im Wasser risse Brok il Arab gleichfalls beobachten. 
Seine Oberkante liegt hier etwa 30 m unter der Paßhöhe 4 ) 
der Straße, also in etwa 1700 m Meereshöhe, wie auf der 
Westseite. Das Hangende ist eisenschüssiger, zum Teil 
pyritimprägnierter, kohliger Sandstein mit einem Besteg von 
kalkig-bituminösem Schiefer. Der hier durch zahlreiche, bis 
zu 0,5 m mächtige Einlagerungen von bituminösen Kalk¬ 
bänken ausgezeichnete, schiefrige Dysodil erreicht sogar 
20 m Mächtigkeit, ohne daß diese auffallende Mächtigkeit 
etwa durch Verwerfungen bedingt w'äre. Nur nahe der 
Basis gab sich eine etwa ONO—WSW streichende Ver- 

4 ) Nach meinen Barometerbeobachtungen im Anfang Mai 
1918 möchte ich .die Seehöhe dieses Passes auf mehr als 1700 m 
annehmen und damit ebenso wie Diexkk (Libanon S. 157) der 
ScoTTschen Zahl: 1757 in den Vorzug geben. 


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werfuni? mit geschlepptem, also, abgesunkenem Nordflügel zu 
erkennen; die Sprunghöhe kann nur unbeträchtlich sein. 
Das Liegende des Dysodils ist ein dunkelgrauer, kalkig- 
tuffiger Sandstein, zum Teil mit kleinen Gerollen; er geht 
nach oben in eisenschüssigen, aus pyritischem Gestein her¬ 
vorgegangenen Sandstein über. 

Beim Abstiege vom Pa Brücken nach Am Azir trifft 
man noch mehrfach Schollen von Eisensandstein oder des 
basaltischen Eruptivgesteins an, zum Teil mit Einfällen nach 
der Bekä zu, ein Zeichen, daß die Unterkreide des Dachr 
el Harf nach dem großen Grabenbruch der Bekä ebenfalls 
in Staffeln abfällt. 

Die Frage nach dem Alter des Dysodils und weiterhin 
der ganzen, Sandsteine usw. umfassenden Schichtserie konnte 
noch nicht als geklärt gelten, wenn auch durch H. Douville 
(Etudes sur les Rudistes. Mein. soc. geol. France, 41, 1910, 
S. 55, 63) das Unterkreidealter dadurch wahrscheinlich 
gemacht wurde, daß in den hangenden Kalken Enallaster 
Delgadoi , eine bezeichnende Form der portugiesischen Apt- 
Aube- und Vraconnestufe, vorkommt. O. Fbaas führte zwar 
von anderen Punkten des Libanon, wo derselbe Dysodil 
auftritt, unbestimmbare Fischreste und Fiederblättchen von 
Cycadeen oder Farnen an (a. a. O., S. 57—58), aber es gelang 
ihm nicht, bestimmbares Material nach Deutschland zu 
bringen. Einen Schritt weiter in der Altersfrage dieser 
Schichten vermag uns das kleine, von mir geborgene Fossil- 
material zu bringen; denn wenn auch infolge des unglücklichen 
lvi iegsausganges mein Hauptmaterial aus dem Libanon ver¬ 
loren ging, so gelang es mir doch, selbst durch die Ge¬ 
fangenschaft in Ägypten hindurch, einige Dysodilblättchen 
mit gut erhaltenen Fisch- und Pflanzenresten, die ich 
zwischen den Blättern eines Buches aufbewahrt hatte, in 
die Heimat zu retten. Unter den Pflanzenresten bestimmte 
Herr Gothax außer jungen Farnwedeln Weichselia reticulata 
Stokes und Webb sp. (Abbildung in Potoniä: Abbildungen 
und Beschreibungen fossiler Pflanzenreste. Lief. VII, Nr. 126, 
1910) und bemerkt dazu folgendes: „Die Weichselia, deren 
charakteristische Masehenaderung durch Längsspa!tung der 
sehr dicken Blattspreite sehr gut sichtbar gemacht 
werden konnte, ist ein außerordentlich verbreitetes Leit¬ 
fossil für unterste Kreide (Weaklen, besonders aber Neo- 
com): man kennt sie aus Nordamerika, Peru, Venezuela, 
Mitteleuropa (England, Deutschland, Belgien, Frankreich 
und Schweden). Sie kommt mit Vorliebe in Sandstein (viel- 


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leicht Dünenpflanze) vor, eingeschwemmt aber auch in 
Tonen (Hildesheimer Hilston u. a.), wie hier im Dysodii 
des Libanon. Die Angaben über Vorkommen im Gault sind 
irrtümlich. Auch im Libanon kann Weichselia reticulata 
als beweisend für Weald-Neocom -Alter angesehen 
werden.“ 

Unter den Fischresten erkannte Herr Janensch eine 
neue Art der Gattung Pleuropholis , die er PI. Koerti be¬ 
nannt hat, ferner eine generisch nicht sicher bestimmbare 
Form, die er mit Vorbehalt an die Gattung Thrissops an¬ 
schließt. Näheres darüber bringt der von Herrn Janensch 
verfaßte Teil II des Paläontologischen Anhangs (S. 54). 

Die Sandsteinserie des Libanon hebt sich gleich scharf 
von den marinen Jurascliichtcn im Liegenden wie von den 
marinen Oberkreideschichten im Hangenden ab, sie be¬ 
zeichnet eine Epoche mit vorherrschenden festländischen 
Einflüssen. Darauf deuten die basaltartigen Ergußgesteine 
und ihre Tuffe hin, ferner die überwiegend sandigen Sedi¬ 
mente, die Kohlen und ganz allgemein der schnelle Fazies- 
wechsel. Der Dysodii bildet ebensowenig wie die Libanon¬ 
kohle einen durchgehenden Horizont, als Faulschlamm¬ 
bildung setzt er zum Teil ziemlich tiefe Brackwasserbecken 
voraus, in denen lange Zeit eine ungestörte Sedimentation 
durch Organismentätigkeit vor sich gehen konnte. Alles 
spricht dafür, in der Unterkreide des Libanon eine fest¬ 
ländische Bildung etwa im Bereiche eines Ästuars zu er¬ 
blicken, also für ähnliche Bildungsbedingungen, wie man 
sie für den W e a l d e n voraussetzt. Dem mit dem nord¬ 
deutschen Wealden vertrauten Geologen drängt sich bei der 
Betrachtung der Unterkreide des Libanons diese Ähnlich¬ 
keit ganz von selbst auf. 

V. Geologische Beobachtungen zwischen Afule und 
Kaisarije. ferner bei Tul Kärm. 

(Abb 4.) 

I. Aus der Ebene Jesreel. 

Um die Jahreswende 1917 18 fanden wir in der Ebene 
Jesreel weite Strecken unter Wasser stellend und wegen 
des tonigen Bodens schwer zu passieren. In späterer Jahres¬ 
zeit zerfällt der schwere Boden aber krümelig und erweist 
sich sehr fruchtbar, wie man im August 1918 an dem 
schönen Stand der Sorghumfelder sehen konnte. Viel Land 
liegt noch brach und trägt Distel- und Umbelliferensteppe; 


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eine Liliaeee wird den dortigen Bauern sehr lästig, denn 
ihre Zwiebeln trägt er zu großen Haufen auf dem Acker 
zusammen. 

Brunnen versuche in Afufe an der. Haifabahn auf der 
Ostseite der Straße nach Nazareth ergaben von Flur an 
bis zu etwa 10 m Tiefe einen gleichmäßigen, dunkelbraunen 
Lehm mit Kalkknauern, die bis faustgroß werden, zweifellos 
ein Alluvialgebilde. Das aus diesem Lehm austretende 
Grundwasser ist brackig. Nach den Ergebnissen einer Militär- 
bohrung, die an der Abzweigung der Bahn nach Mesudije 
gestoßen werde, und in die ich einen flüchtigen Blick tun 
konnte, scheint es, daß unter dem etwa 26 m mächtigen 
AUuviallehm noch eine etwa 38 m mächtige Folge von 
fluviatilen Schichten ruht, nämlich teils grünliche, teils rote, 
geröllführende Lehme im Wechsel mit Lagen von Basalt- 
und Feuersteingeröll; diese Folge mag diluvialen Alters sein. 
Von 65 bis 80 m Tiefe stellte sich ein feinsandiger Kalk 
oder Kalksandstein ein, von dem mir zwar eine Probe 
vorliegt, für dessen Alter und Natur ich aber keine Anhalts¬ 
punkte finde. 

Westlich Afule, etwa zwischen Km 31 und 32, kreuzt die 
Haifabahn einen von NO nach SW durch die Ebene Jesreel 
sich ziehenden, niedrigen Basaltrücken, der über Lidd auf 
Ledsclmn am Hände des Berglandes von Samaria zuführt. 
Dieser Basalt ist durchw eg stark verwittert, meist zu einem 
kaffeebraunen, mehrere Meter mächtigen Eluviallehm mit 
Basaltbrocken, doch stellenweise auch mit beträchtlichen 
Ausscheidungen von Steppenkalk, der gelegentlich selbst als 
besondere, bis 1 m mächtige Schicht unmittelbar über dem 
verwitterten Basalt auftritt und ihn in Adern durchsetzt. 
3 km südwestlich Lidd tritt am Rande der Ebene Jesreel 
Krusten- oder Obcrfläehenkalk in niedrigem Rücken auf 
und scheint durchweg der Kreide aufzulagern, wie gelegent¬ 
liche Aufschlüsse beweisen. Als festere Schicht springt am 
Rande dieses Rückens der Krustenkalk vielfach über die 
mergelige Kreide vor und ermöglicht dadurch die Anlage 
von Zisternen, da das in der ausgehöhlten Kreide stehende 
Tagewasser durch die überhängende Kalkkruste vor allzu 
schneller Verdunstung bewahrt bleibt. 

2. Aus dem Berglande von Samaria. 

Unterhalb des etwa 25 m sich über der Ebene Jesreel 
erhebenden Teils el Mutessellim, wo durch die Ausgrabungen 
des Deutschen Palästinavereins die Grundmauern der k&na- 


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arktischen Feste Megiddo aufgedeckt sind, wird teils kiesliger 
oder sogar feuersteinführender, teils mergeliger Kreidekalk 
sichtbar und tritt nach Ledschun zu immer mehr in die 
Erscheinung. Bei Ledschun dehnt sich das Schuttfeld des 
ehemaligen römischen Gamisonortes Legio auf der Nord¬ 
seite des Baches sowohl über den Kreidekalk als auch über 
Basalt aus. Die Lagerung der stark zerklüfteten Kreide 
ist durchweg sehr gestört, denn das Einfallen wechselt auf 



Abb. 4. Skizze der Gegend zwischen Afule, Kaisarije und Tul Kann. 


kurze Strecken zwischen NW, W und WSW, was wohl 
mit dem Empordringen des Basaltes Zusammenhängen dürfte. 
Getrennt vom Basalt der Ebene Jesreel durch den Kreide¬ 
riegel bei Ledschun liegt nordwestlich dieses Ortes bereits 
im Berglande und anscheinend inmitten von Kreide der 
Basaltrücken des Teil Ismar mit säulenförmigen Klippen 
an der Südseite. Den Bach von Ledschun begleitet bei 
seinem Austritte aus dem Berglande eine mit wenig mäch¬ 
tigen Basalt- und Kreideschottern bedeckte, etwa 200 m 
breite Terrasse, in die sich der jetzige Lauf 5 bis 10 m 


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tief, also bereits erheblich in den Kreideuntergrund hinein, 
eingeschnitten hat. 

Teils breeeiöser, teils tuffiger Krustenkalk scheint im 
Berglande von Samaria geradezu regional verbreitet zu sein, 
und zwar ganz vorwiegend im Bereiche der weichen Senon- 
Mergelkalke, viel seltener auf den harten Turonkalken. Dem 
Krustenkalk eigentümlich ist eine Neigung zur Bildung von 
Abbrüchen, die dem Gehänge parallel laufen. 

Das von der Straße Afule—Wadi Ara benutzte und 
durch das Bergland von Samaria führende Paßtal ist ein 
echtes Schichtental, denn es verläuft von seiner Mündung 
südöstlich Ledschun über Musmus, Am Ibrahim bis über 
Aln Setuni hinaus auf der Schichtgrenze der weichen S »non- 
kreido gegen die liegenden harten Kalke und Dolomite des 
Turons 5 ). Daraus ergibt sich das allgemeine Schichtstreichen 
zu SW—NO und das Einfallen nach NW. Die Turonkalke 
und -dolomito bilden im Gegensatz zu den sanften Formen 
des Senons eine rauhe Karstlandschaft mit karrenbedeckten 
Klippen, Höckern, Platten und losen Blöcken und tragen 
nur dünnen, niedrigen Busch von Steineichen u. dgl. Auf 
der Talwasserscheide bei Am Ibrahim, die etwa 200 m 
über Km 32 der Haifabahn belegen ist, sind die Senonmergel 
in einer Grube erschlossen 6 ) und dadurch bemerkenswert, daß 
sie in. 5 bis 6 m Tiefe stark bituminös werden und zahlreiche 
dünnschalige Muschelreste führen; leider gehören die ent¬ 
nommenen Proben zu dem noch in Berlin abhanden ge¬ 
kommenen Material. Etwas oberhalb dieser Mergelgrube 
liegt hinter der dort befindlichen Mühle innerhalb des Senons 
ein Erdfall, der wohl auf die subterrane Erosion der beiden 
etwas oberhalb sichtbaren Quellen zurückgehen dürfte. Etwa 
ip der Mitte zwischen hier und Am Setuni liegt in der Tal¬ 
sohle ein Versickerungsgebiet, denn Ende Januar 1918 war 
hier das weiter oberhalb im Wadi noch sichtbare Wasser 
bereits völlig verschwunden. Auf die Tätigkeit des unter¬ 
irdischen Wassers deutet auch eine Reihe von mehr als 
10 m tiefen Erdfällen beim Dorfe Ara, die sich in fast 
ostwestlicher Linie anordnen. In ihnen steht zerklüftete, 
mergelige Senonkreide an, die unter 15° nach 350' magn.. 
also fast nach N, einfällt. 

5 ) Ulanckenhokns Geologische Karte von Palästina (Zeit¬ 
schrift d. D. Palästina-Vcr. 1912) wäre .dementsprechend zu 1 h»- 
richtigen. 

6 ) Die Mergelkreide wird nämlich als Belag auf die flachen 
Dächer gebracht und festgewalzt. 


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Während der Abschnitt des Schichttals nordöstlich der 
Talwasserscheide im wesentlichen ein Erosionstal ist, steilen 
sich in dem Abschnitte südwestlich von Am Ibrahim in 
dem von Umm ei Fachm kommenden Wadi Ara bald Ailu- 
vionen ein, und zwar teils schotterführende, teils schotter¬ 
freie Auelehme, und an den Mündungen der Seitentäler 
Schotterkegel, seltener sind Abhangsschuttmassen. 

Bei Am el Assaua, einem quelienreichen Platze, tritt 
das Wasser aus kieseligem Senonkalk aus. Ein aus Siedlungs¬ 
schutt bestehender Teil springt in die Bucht mit den Quellen 
vor und beweist wieder, daß hier an die Quellen gebundene 
Siedlungen lange Zeit hindurch bestanden haben. Das Kreide¬ 
bergland tritt von da ab beiderseits zurück, und es beginnt 
die diluviale Küstenebene Saron. 

Über das Kreidegebirge in der Umgebung von Tul Kann 
konnte ich vom 12. bis 18. Februar 1918 einige Unter¬ 
suchungen anstellen, deren Ergebnisse sich hier am besten 
einfügen lassen. Während Blanckenhorn auf seiner be¬ 
kannten geologischen Übersichtskarte von Palästina am 
Bande des Berglandes von Tul Karin nach N nur Turon 
und Cenoman verzeichnet, ergab sich bald, daß am Bücken 
von Tul Kann unter dem Oberflächenkalk nur der weiche 
senone Kreidemergel ansteht, wie das auch Bange neuer¬ 
dings auf seiner geologischen Karte der Küstenebene von 
Palästina usw. (8. Veröffentlichung d. Ges. f. Palästina- 
Forschung, 1922) dargestellt hat. Auch ein Einschnitt der 
Bahn nördlich Tul Karm, etwa 180 m südlich der Brücke 
über das Wadi Zemir, ließ auf etwa 120 m senone Kreide¬ 
mergel, bedeckt von einer Lage von Feuersteingeröll, anschei¬ 
nend eine aus dem Diluvium der Ebene Saron auftauchende 
und abradierte Kreideinsel, erkennen. Die harten, mit Karreh 
bedeckten Kalke und Dolomite des Turons steilen sich erst 
an den Hängen des Wadi Zemir ein und sind auf dessen 
Nordseite zwischen Dennabe und Schuweke, nördlich der 
Bahnbrücke, als splittrige Kalke mit unbestimmbaren 
Budistenresten erschlossen. Das Einfallen ist unter 10° nach 
NW, das Streichen also SW—NO gerichtet. Im Hangen¬ 
den legen sich bald die Senonmergel auf, verschwinden aber 
nach Schuweke zu unter der Decke von Oberflächenkalk. 
Die Turonkalke sind weiter oberhalb nach Anabeta zu noch 
mehrfach an den beiden Talseiten des Wadi Zemir sichtbar, 
doch stehen etwa 800 m südwestlich Anabeta an der süd¬ 
lichen Talseite unter 2 m Oberflächenkalk bereits wieder 
zerklüftete Senonmergel an. 

Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 3 


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Ein leichtes Erdbeben wurde von mir in Haifa, wo im 
Karmel das Bergland von Samaria noch N endigt, am 
29. September 1918 etwa 2_y 4 Uhr nachmittags wahrge¬ 
nommen, während ich mich im Bette des Ortslazaretts befand. 
Nach Aussagen englischer Soldaten soll das Beben auch 
noch weiter im Süden bei Kalkilije fühlbar gewesen sein. 

3. Von der Küstenebene Saron. 

Bald hinter Am el Assaua beginnt an der Straße nach 
Kerkur ein Gebiet mehr oder minder rot lehmigen Sandes, 
der mir teils echter Meeressand, teils aus Strandsand hervor¬ 
gegangener Dünensand zu sein scheint, und den ich zum 
marinen Diluvium rechne. Dieser alte Dünensand hat ge¬ 
legentlich noch, so zwischen Kerkur und Tscherkess, seine 
ursprünglichen kleinkuppigen Geländcformen bewahrt, wenn 
sie auch durch Bewachsung mit büscheligem Steppengras 
bereits festgelegt sind. Ein etwa 300 m westsüdwestlich vom 
Brunnen des Gutshofes der jüdischen Ackerbaukolonie 
Kerkur angesetzter Schürf ergab folgendes Schichtenprofil 
in diesem alten Dünensande (die Proben liegen vor): 

0 — 0,5 in schwach humoser, lehmiger Sand. 

0,5— 1,7 m rotbrauner, lehmiger Sand mit Kalkknauern, 

1,7—>2,5m hellbrauner, schwach kalkiger Sand mit 
Osbokollen. 

Es ergibt sich, daß hier ein kalkreicher Sand vorliegt, 
der unter besonderen klimatischen Bedingungen tiefgründig 
und rotlehmig verwittert ist. Ranges Auffassung 7 ), daß 
dieser Boden diluvialen Lehm (q 1) darstelle, kann ich dem¬ 
nach nicht teilen. Zwischen Kerkur und Chedera, wo solcher 
Boden verbreitet ist, sieht man, daß er sich bei der dort 
möglichen Bewässerung gut für den Anbau von Mandeln, 
Reben, Orangen, Oliven und Ackerbau eignet. Eine wild¬ 
wachsende Charakterpflanzo ist die Koloquinte und außer 
der Sykomore die niedrige Zwergpalme Ohamaerops; sumpfige 
Stellen in den Niederungen tragen im Frühjahr einen Flor 
von Narzissen und Asphodelen. 

Jünger als diese, uni zwar im Alter zwischen ihr und 
der heutigen Dünenbildung zu stehen scheint mir eine ver- 
lehmte. ebenfalls bereits durch eine Grasnarbe festgelegte 
gelbbraune bis hellgelbe Dünenbildung, wie man 
sic z. B. zwischen Kerkur und Burudsch antrifft. Die 


7 ) Geologische Karte der Küstenebene von Palästina vom 
Kermel bis zur Isthmusw'üste. Ges. f. Palästina-Forschg. 8. Ver- 
öffentl., 1922. 


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klimatischen Bedingungen, unter denen dieses Dünensystem 
verwitterte, sind wohl denen der Jetztzeit mehr angenähert 
als die, durch deren Wirkung die roten bis rotbraunen 
Dünen hervorgingen. Diese Fragen weiter zu verfolgen, 
war mir leider nicht möglich. 

Über den tieferen Untergrund der Küstenebene Saron 
kann ich noch anführen, daß im Brunnen der Bahnstation 
Tul Karin, angeblich unter feinkörnigen, kalkigen Sanden, 
zwischen 31 und 32 m Tiefe Bänke eines Kalksandsteins 
auftreten. die nach den mir vorliegenden Proben außer 
Cardium und zahlreichen unbestimmbaren Steinkernen und 
Abdrücken Gerolle von Lithothamnienkalk, Feuerstein, 
Kreidekalk und eines oolithischen Kalkes führen*). Nach 
meiner Auffassung handelt es sich um eine diluviale, strand¬ 
nahe Meeresbildung. Bemerkenswert ist hier die große 
Mächtigkeit dieser marinen Diluvialschichten, nämlich minde¬ 
stens 32 m, trotzdem nur etwa 200 m weiter östlich sich 
bereits die anstehende Kreide von Tul Karm heraushebt. 
Ähnliche geröllführende Sande sind angeblich auch in dem 
Brunnen der Orangenpflanzung des Hadschi Said von Nablus 
auf der Ostseite der Bahn, südöstlich von Kakiin getroffen 
worden, wo etwas westlich rötlich verlehmter, alter Dünen¬ 
sand sichtbar wird. 

Hauptsächlich nach der Küste zu, aber auch in das 
Gebiet des alten, rotverlehmten Dünensandes eingreifend, 
stellen sich auf der Ebene Saron die der Jetztzeit an¬ 
geh origen, hellen, vegetationsarmen und daher noch nicht 
festgelegten Dünen mit ihren bezeichnenden Formen ein. 
Diese Dünenzone lernte ich zwischen Kerkur und Kaisarije 
kennen. Tamariskengestrüpp, auf dem eine Helixart in 
Menge lebt, veranlaßt oft die Bildung kleinkuppiger Dünen; 
die abgestorbenen Gehäuse der Helix sind dem Dünensand© 
in großer Zahl bisw-eilen beigemengt. Die Seebrise ver¬ 
hindert das Aufkommen von größeren Bäumen und biegt 
sie, sobald sie eine gewisse Höhe erreicht haben, nach dem 
Landinnern zu ab. Der Dünensand ist von dem rezenten 
Strandsand des Mittelmeeres oft durch eine feuchte De- 


8 ) Auf denselben Brunnen bezieht sich wolil das von Bange 
(Die Küstenebene Palästinas. 8. Veröffentl. Ges. f. Palästina- 
Forschg., 1922, S. 16) angeführte Profil der Bohrung 16, wo 
zwischen 31 und 34,5 m weiße Schreibkreide angeführt wird. 
Ich muß es dahingestellt sein lassen, ob mit dieser Bezeichnung 
nicht vielleicht der Bohrschlamm des oben geschilderten Kalk¬ 
sandsteins gemeint ist. 

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pression getrennt und entwickelt sich aus dem Strandsaod- 
waile erst ganz allmählich mit flach ansteigenden Böschun¬ 
gen. Die starke Brandung erneuert beständig den Strand¬ 
wall, welchen Pcctunculus-Schalen zu Tausenden bedecken. 
Infolge der Küstenströmung herrscht eine starke Sandver¬ 
setzung und strebt, die Bachmündungen durch Sandbarren 
zu verschließen. Sowohl in den Dünen- als auch in den 
Strandsanden kommt es durch Kalkausscheidungen zur Ent¬ 
stehung fester, in letzteren auch wohl konglomeratischer 
Sandsteinbänke. Kaisarije, das römische Caesarea, liegt auf 
einem aus solchem Sandstein bestehenden Küstenvorsprung, 
und draußen im Meere werden noch in größerem Abstande 
von der Küste Riffe sichtbar, die aus solchem Sandstein 
bestehen dürften. 

VI. Geologisches aus dem Ostjordanlaude längs der 
Hedschasbahn. 

1. Kreide und Tektonik bei Damaskus. 

Von Damaskus erscheinen mir einige Beobachtungen, 
welche ich Ende Februar und Anfang März 1918 am Djebel 
Kasiun anstellen konnte, mitteilensw r ert. 

Oberhalb der Vorstadt Es-Salahije sind in Brüchen steil- 
stehende Kreidemergel und -kalke aufgeschlossen, die in 
55° magnet.., also fast SW—NO, streichen und nach SO 
einfallen und durch ihr überaus gelockertes Gefüge be¬ 
merkenswert sind. Zahlieiche steil unter etwa 75° ein¬ 
fallende, zum Teil mit Gipsletten erfüllte Klüfte und Höhlen 
mit Steinmark oder bräunlichem Lehm durchsetzen das 
wohl zum Emscher oder Senon gehörige Gestein. Höher 
am Berge tauchen die dichten, harten, aber ebenfalls stark 
zerbrochenen und von Höhlen durchsetzten Turonkalke und 
-dolomite hervor und liegen auf der Höhe des Djebel Kasiun 
flach bzw. fallen mit schwacher Neigung nach N ein, bilden 
also einen Sattel. 

Aus mergeligen, etwas bituminösen Kalken im Hangen¬ 
den des Turons sammelte ich dicht unterhalb der Kubbet 
en Nassr auf der Höhe des Djebel Kasiun eine kleine Fauna 
von Austern und Ammoniten, nämlich: 

Ostrea olisiponensis Shakpe, 

O. flabellata Glof., 

O. Mermeti Cogd var. rninor Labtet, 

O. vesicularis Lamk. var. judaica Labtet. 


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Die Ammoniten gehören nach freundlicher Auskunft von 
Herrn Pompeckj einer durch ihre Wachstums- und Skulp¬ 
turverhältnisse eigenartigen Prionotropidenform an, welche 
außerhalb des Bereichs der bekannt gewordenen Typen liegt 
und noch näherer Untersuchung bedarf. Die angeführte 
Austernfauna würde nach der verbreiteten Auffassung für 
Cenoman sprechen, indessen ist mir nach der ganzen Sach¬ 
lage dieses Alter wenig wahrscheinlich, eher ein Emscher- 
oder Senonalter annehmbar. Die Ammonitenform kann uns 
vorläufig leider auch noch keine Gewißheit geben. Es ist 
nun sehr bemerkenswert, daß neuerdings H. Taubenhaus 9 ) 
ebenfalls aus Palästina und Syrien Ammonitenformen des 
Emscher aus Schichten mit ähnlichen „typischen Cenoman“- 
Austern beschrieben hat. Die bisherigen Anschauungen über 
die vertikale Verbreitung der Austern in Syrien und Palä¬ 
stina im Verhältnis zu derjenigen der Ammoniten scheinen 
also einer Revision bedürftig. Die fraglichen Emscher- 
schichten streichen nach W noch über die Schlucht hinweg, 
in welcher der wasserreiche Barada, der Wohltäter von 
Damaskus, die Bergkette des Djebel Kasiun durchbricht. 

Bei dem Grabmal, welches nach Abel benannt wird, 
fallen die harten Turonkalke des Djebel Kasiun unter etwa 
50° nach' N ein, etwas weiter nördlich bald nach N, bald 
nach S, müssen also, flach gewellt sein, zum Teil unter 
starker Breccienbildung. Ein Blick vom genannten Grabmal 
auf die gegenüberliegende Wand der Baradaschlucht enthüllt 
die prachtvolle Antiklinale in den Turon-Cenomanschichten, 
welche bereits Diener (Libanon, 1886, S. 294 bis 295) als 
stehende Flexur beschreibt, und welche nach ihm „den 
Außenrand des Antilibanon gegen das Senkungsfeld der 
Damascene“ bezeichnet, während Blanckenhorn wohl mit 
Recht in ihr den Ausdruck der Rückfaltung sieht (Handb. 
d. Region. Geol. V. 4. 1914, S. 107) entsprechend dem Steil- 
einfallen des Südflügels und der viel sanfteren Neigung 
des Nordflügels. Die auffällige Lockerung im Gefüge der 
Senon- oder Emscherschichten oberhalb Es-Salihije deutet 
zwar auf zerrende Kräfte, welchen der steilstehende Süd¬ 
flügel der Antiklinale ausgesetzt war; aber nach dem Ge¬ 
samtbilde kann an dem tangentialen Zusammenschube nicht 
wohl gezweifelt werden. 


3) Die Ammoneen der Kreideformation Palästinas und Syriens. 
Zeitschrift des Deutschen Palästina-Vereins, XLIU, Heft 1—2. 


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2. K r o i d e und Basalt zwischen M i s m i j e und 
Kalat es Zerka, Artefaktenfund im Wadi- 
Schotter bei Der ä. 

Nachdem die Hedschasbahn bald hinter Damaskus das 
gewaltige Ergußgebiet des Hauranbasaltes betreten hat, 
hält sie sich zwischen den Stationen Mismije (Km 62,6) und 
Esra (Km 91,25) am Bande der unwirtlichen Lavaland¬ 
schaft El Ledscha, welche wohl zu den jüngsten Bildungen 
des Hauranergusses gehört Älter ist jedenfalls das Basalt¬ 
gebiet des Hauran zwischen Esra und Nasib (Km. 135,75), 
weil es bereits zu tiefgründigem, braunroten Lehm ver¬ 
wittert ist. Dies Gebiet ist berühmt wegen seiner Weizen¬ 
produktion. 

Bei Derä (Km 123) ist dicht südsüdwestlich des Bahn¬ 
hofes und an der Balm nach Samach zu eine blasige, 
doleritische, olivinreiche Basaltlava, auf deren Hohlräumen 
nicht selten Glasopal in traubigen Aggregaten ausgeschieden 
ist, durch kleine Brüche aufgeschlossen und bildet an erstem* 
Stelle einen etwa 5 m mächtigen Deckenerguß mit deut¬ 
licher Kante über dem feuersteinführenden Senon, welches 
sich dort in horizontaler Lagerung, zum Teil mit WNW— 
OSO-Ivlüftung, an den Hängen des Wadi Zedi ausdehnt. Mit 
dieser Klüftung steht auch die Höhlenbildung unter dem 
Orte Derä zum Teil in Zusammenhang. Eine Decke von 
Oberflächenkalk findet sich auch hier ganz gewöhnlich auf 
der Kreide. In einem Bruche auf der Nordseite des Wadi Zedi 
etwa 500 m unterhalb der Brücke, sind die weichen Kreide¬ 
kalke rotwolkig oder rotstreifig, schichtweise auch rötlich 
gefärbt. Fossilfunde, die den genaueren geologischen Hori¬ 
zont belegen könnten, habe ich nicht machen können, 
indessen hat die Deutung als Senon am meisten Wahrschein¬ 
lichkeit für sich. 

Durch Blaxckenhorn (Zeitschr. d. Ges. f. Erdkunde, 
Berlin, 1907, S. 291 ff.) ist bereits die Umgebung von Derä 
als ein reicher Fundplatz für frühneolithische Artefakte 
bekannt geworden, auch altpaläolithische Funde verzeichnet 
er von hier an der Oberfläche des Plateaus und Täler 
(Naturw. Studien am Toten Meer und im Jordantal, 1912, 
Tabelle). Ich selber fand im Schotter des rechten Ufers 
hart an dem, Ende März 1918 wasserreichen, Wadi Zedi, 
etwa 850 m unterhalb der Brücke, einen „wahrscheinlich alt- 
paläolit-hischen“ Faustkeil, den Herr Prof. Hub. Schmidt 
in Berlin freundliehst geprüft hat. 


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39 

Bei Nasib (Km 135,75) zeigt ein kleiner Aufschluß an 
der Südseite des Dorfes etwa 4 ra mergeligen Kreidekalk 
mit Bänken von gebändertem Feuerstein und flach nach 
N gerichtetem Einfallen. Nördlich vom Dorfe liegen Brüche 
bereits in der blasigen, doleritischen, olivinreichen Basalt¬ 
lava, ohne daß sich im Gelände der Rand des Lavastroms 
besonders bemerkbar machte. Auch taucht dort ein Kreide¬ 
rücken aus der Lava hervor, die ihn anscheinend um¬ 
flossen hat. 

Der Hauranbasalt reicht in geschlossener Decke an 
der Hedschasbahn weiter mindestens von Km 154 über 
Mcfrak (Km 161,7), Samra (Km 185,3) etwa bis Km 194/195 
und bildet ganz gewöhnlich eine Tafellandschaft mit grauen 
Blockmeeren an den Hängen. Die Bahn hält sich vielfach 
an der Grenze der Kreide gegen die ostwärts sich aus¬ 
dehnende Basaltlava. Die bekannte BLANCKENHORNsehe Geo¬ 
logische Karte von Palästina gibt diese Verhältnisse nicht 
richtig wieder und wäre hiernach zu verbessern. 

3. Dänische Stufe und Diluvialschotter bei 

A m m ä n. 

Seinem Reichtum an fließendem Wasser verdankt 
Amman, daß es schon zur Römerzeit ein blühendes Kultur¬ 
zentrum geworden ist, wie die noch erhaltenen Reste der 
Bauten bezeugen. Der Ammanbach dient auch heute, noch 
zur Bewässerung zahlreicher Gärten, in denen Orangen, 
Mandeln, Granatäpfel, Feigen, Maulbeeren usw. gedeihen, 
selbst mehrere Mühlen werden vom Bache getrieben. An¬ 
fang Juli schien er allerdings stellenweise in seinem Schotter¬ 
bette ganz versiegt zu sein; aber der Schein trog, denn 
blühendes Oleandergebüsch deutete, wie überhaupt in den 
Wadis des Ostjordanlandes, auf fließendes Wasser im Unter¬ 
gründe, und etwas unterhalb plätscherte denn auch bald 
das Wasser wieder. 

Einen besonders klaren Einblick in die Zusammen¬ 
setzung und den Bau der Schichten bei Amman gewähren 
die Bahneinschnitte oberhalb auf dem östlichen Ufer des 
Baches (Bahnhof Amman bei Km 222,4). Es sind in der 
Hauptsache Phosphorittrümmerkalke, zum Teil reich an 
Knochenresten, unter denen Teleostierwirbel besonders häufig 
sind, und mehr oder weniger mit Feuerstein durchsetzt, 
daneben feinkristalline Kalke und untergeordnet auch wohl 
mergelige Schichten. Fossilreste, und zwar mit Schale gut 


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erhalten, sind in den mit Phosphoritkörnchon durchspickten 
Kalken zwischen Km 221,9 und 222 nicht selten, nämlich: 

Baculites vertebralis Lam. (= B. Faujasi Lam.), 

Leda leia Wann., 

Lispodesthes cf. nuda Bixckhobst sp. (Monogr. 
Gastörop. et Cephalop. craio sup. du Limbourg, 1873, 
S. 5, Taf. Va., Abb. 9. 

Durch eingehendere Nachforschungen, als sie mir mög¬ 
lich waren, ließe sich diese Fauna wohl noch erheblich 
bereichern, immerhin dürfte sie zur Kennzeichnung der 
Dänischen Stufe hinreichen. Leda leia Wanner nämlich, 
von der auch Quaas besonders gute Abbildungen gegeben 
hat, kommt in Ägypten in den Schichten der Dänischen Stufe 
vor 10 ). Vom Baculites vertebralis Lam. gibt Cl. Schlüter 
an, daß er mit Sicherheit nur aus den Maestrichter 
Schichten, also oberstem Senon, bekannt sei 11 ). Die Lispo - 
destbes-Art endlich kann ich! nur deswegen nicht sicher 
mit der Maestrichter Form identifizieren, weil der wichtige 
Flügelteil abgebrochen ist, aber in der Gestalt des Gehäuses 
und der einzelnen Windungen besteht eine große Über¬ 
einstimmung. 

Die Bilder, welche der Feuerstein in den Phosphorit¬ 
trümmerkalken, z. B. zwischen Km 222,2 und 222,3, dar¬ 
bietet, nötigen zu der Annahme, daß das Kieselsäuregel erst 
nach dem Absätze der Trümmerschichten ganz unregel¬ 
mäßig eingedrungen und erhärtet ist, denn der Feuerstein 
umschließt ganz gewöhnlich kieselfreie Partien von Phos¬ 
phorittrümmerkalk. 

Das Kreidegebiet von Amman zeichnet sich vor den 
übrigen, mir bekannt gewordenen Kreidevorkommen des Ost- 
jordanlandes im engeren Sinne durch seine deutlichen Fal¬ 
tungserscheinungen aus. Die auf Taf. III, Abb. 2 wieder- 
gegebene Photographie veranschaulicht aus dem Frosions- 
profil der nordw estlichen Seite des Ammänbaches eine ganze 
Reihe prächtiger Falten, wie sie sich von der gegenüber¬ 
liegenden Balmseite, etwa von Km 222,4, darstellen. Die 
anscheinend von einem Angehörigen einer deutschen Flieger¬ 
abteilung gemachte Aufnahme verdanke ich der Liebens¬ 
würdigkeit des Obersten Au Fitad Bey. Zahlreich sind 
die Belege für Faltung in den Bahneinschnitten lx?i Amman. 
Das Streichen der Faltenachsen ist recht beständig in NNO 


30 ) Palaeontograph. XXX., II.. S. 120 und ebenda S. 197. 
M ) Palaeontograph, XXIV., S. 143 ff. 


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(genau 2Ü V rnagn.) gerichtet, und daher sind an den Stellen, 
wo der Einschnitt mit der Faltungsrichtung nahezu zu¬ 
sammenfällt, nur mehr oder minder horizontale Schicht¬ 
linien sichtbar; aber ein Blick auf einen quer zur Faltung) 
gerichteten Schnitt, etwa auf einen Wand Vorsprung, belehrt 
sofort eines besseren und zeigt die Wellung und Faltung, 
wie z. B. bei Km 223, wo im Gefolge der Faltung auch 
Zertrümmerungen der Schichten stattgefunden haben. 
Zwischen Km 221,7 und 221,8 ist durch eine fast O—W 
(285° magn.) streichende Verwerfung die Bildung eines Täl- 
chens vorgezeichnet. 

In der Stadt Amman stehen im antiken Theater 1 -) zum 
Teil gefaltete, feste, rötlichgraue Kalke mit Feuerstein¬ 
bänken an zwischen dem zweiten und dritten Sitzering (von 
unten gerechnet) und in der Höhe der Loge über dem 
dritten Sitzering bituminöse Kalke, Phosphorittrümmerkalke 
und ziemlich viel Feuersteinbänke. In N—S-Kichtung ge¬ 
faltete Kalke, in deren Sätteln vielfach durch Menschen¬ 
hand Grotten ausgehöhlt sind, reichen noch mindestens 2 km 
auf die Hochfläche nordwestlich von Amman längs der 
Straße nach Es Salt. Welches Alter diesen Kreideschichten 
zukommt, muß ich dahingestellt sein lassen, es mag sich 
schon um Senonschichten handeln. Jedenfalls konnte ich 
an der .\patitlagerstätte des Siru-Plateaus zwischen Aln 
Homar und Es Salt, die durch Krusch 13 ) und Blaxcken- 
horx 14 ) beschrieben ist, nichts mehr von Faltung sehen. 
Nach NO zu beobachtete ich längs der Hedschasbahn schöne 
Faltungen noch bis vor Kalat es Zerka, etwa zwischen 
Km 205 und 206. 

Mächtige Flußschotter, die zum Teil zu einer Nagel¬ 
fluh verkittet sind und mit einer Steilkante zum Tale ab¬ 
brechen, bilden eine, die heutige Talsohle des Ammänbaches 
um 50. bis 70 m überragende Terrasse und werden zwischen 
Km 224,6 und 224,7 von der Bahnlinie erreicht; sie lagern 
den Mergeln der Dänischen Stufe auf. Die kieseligen Gerolle 
dieser Terrasse zeigen übrigens keine Spur von Wüstenlack. 


12 ) Eine gute Abbildung findet man auf S. 14 des Aufsatzes 
von Auler Pascha : Die Hedschasbahn. Ergänzungsheft 154 
zu Petermanns Mitt. 1906. 

13 ) Die Phosphatlagerstatten bei Es-Salt im Ost-Jordanlande. 
Zeitschr. f. prakt. Geol., 1911, S. 397 ff. 

14 ) Naturwissenschaft! Studien am Toten Meer und im Jordan- 
ta! 1912, S. 288 ff. 


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4. Senon, diluviale und jüngere fluviatile 
Bildungen, junge Verwerfung bei Kutrane. 

Die Region des Ackerbaues verläßt man auf der 
Hedsehasbahn etwa bei Station Daba (Km 278,7), von da 
ab südwärts scheint kein Ackerbau mehr möglich zu sein, 
jedoch hat das Land von Chan es Zebib (Km 295,2) bis 
Kutrane (Km 326,6) um Mitte März vielfach noch Steppen- 
Charakter und gewährt dann Beduinenhorden Viehweide. 
Zur Untersuchung der Gegend von Kutrane bot sich mir 
vom 16. bis 19. März 1918 Gelegenheit. 

Bei der Station Kutrane (Km 326,6) erhebt sich auf 
der Ostseite der Bahn eine vegetationslose, in der Hauptsache 
aus zum Teil feuersteinführendern, gelblich-weißem Austern¬ 
kalk und untergeordnet auch aus kristallinen, zum Teil 
Lumachellkalken und Phosphorittrümmerkalken bestehende 
Iiügelgruppe. Im Austernkalk ist Ostrca Villei Coqu ein 
bezeichnendes und häufiges Fossil, aus dem kristallinen Kalk 
wittern hier und da zum Teil verkieselte Gastropoden, wie 
Turritella Reyi Labtet, aus und zeigen einen Hauch von 
Wüstcnlack. Hiernach wären die Schichten Obersenon der 
Champagne-Stufe 15 ). Die Lagerung ist durchweg fast hori¬ 
zontal. Die Hedsehasbahn durchschneidet etwa bei Km 324,8 
den nördlichen Ausläufer dieser Hügelgruppe. Die Kreide¬ 
schichten beginnen bei Km 324,788 an einer fast N—S 
(genauer 353° magnet.) streichenden, steilstehenden Bruch¬ 
linie und stoßen gegen über 4 m mächtigen Schotterlehm 
ab. Das Kreideprofil gestaltet sich an der Verwerfung von 
oben nach unten folgendermaßen: 

0,2 m oberste Bank von Phosphorittrümmerkalk, oben mit 
kiescliger Lage, 

0,3 in Mergel und Kalk, 

0,3 in dichter Kalk mit Feuerstein, 

0,5 m blättriger Mergel, 

0,18 m zweite Bank von Phosphorittrümmerkalk mit dünner 
Feuersteinlage an der Unterseite, 

0,30 m Blättermergel mit unbedeutender Bank von Phos¬ 
phorittrümmerkalk, 

0,20 m dritte Bank von Phosphorittrümmerkalk mit Gastro- 
podensteinkernen, 

0,70 m Blättermergel mit Kalkbänken, 

0,10m tiefste Bank von Phosphorittrümmerkalk. 

Liegendes: hellbraune Mergel mit Bänkchen und Knollen 
von splitterigem Kalk. 


1: ») Blaxckeniiohn : Syrien, Arabien und Mesopotamien. 
Handb. d. Region. Geologie, V, 4, 1914, S. 26. 


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Die Lagerung ist horizontal, eine Klüftung in NNW—SSO 
deutlich. Die Verwerfung, an welcher die fluviatilen Ab¬ 
lagerungen des Beckens von Kutrane abgesunken sind, muß 
wohl sehr jugendlichen Alters sein, da diese Schichten noch 
bis in die Jetztzeit hineinreichen dürften. 

Im Westen wird das Becken von Kutrane im Abstande 
von 2 bis 2,5 km von der Balm durch eine Reihe von 
nordnordöstlich streichenden Hügeln eingefaßt, welche im 
großen und ganzen dieselben Schichten in horizontaler 
Lagerung aufweisen wie die östliche Hügelgruppe, nämlich 
bituminöse Kalke, dichte Kalke mit Lagen von Phosphorit¬ 
körnchen, kristalline Kalke, zum Teil Lumachellen von 
Ostrea Villei Coqd und zum Teil verkieselte Phosphorit- 
tiümmerkalkc, sämtlich mit NNW-Klüftung. Besonders auf¬ 
fallend sind hier an der Leeseite der Hügelkette, welche die 
von W kommenden Niederschläge abrängt, die Wüsten¬ 
erscheinungen, nämlich die besonders auf dem kieseligen 
Schichten nie fehlenden Überzügo von Wüstenlack, die 
oberflächliche Anreicherung des mit Wüstenlack überzogenen 
Feuersteins zu einer klirrenden Schuttdecke und die tief 
in den Kalk hineinsetzenden und namentlich an der Ost¬ 
seite der Klippen auftretenden Sandwindstiche. 

Es ist vielleicht nicht überflüssig, darauf hinzuweisen, 
daß es an der Hedschasbahn demnach mindestens zwei 
verschiedene phosphoritführende Horizonte gibt, nämlich den 
durch Ostrea Villei Coqd charakterisierten der Champagne- 
Stufe, wie hier bei Kutrane, und den oben von Amman 
geschilderten der Dänischen Stufe. Letzterer scheint schon 
dürcli die größere Reinheit seiner Kalke sich von den 
mehr tonigen und bituminösen Schichten des ersteren zu 
unterscheiden. 

Das Becken von Kutrane ist mit den fluviatilen Ab¬ 
lagerungen dos Wadi Hafir erfüllt; nur in einem niedrigen 
Einschnitte bei Km 325,725 heben sich noch einmal dichte 
Kreidekalke aus den jüngeren Schichten heraus. Die ältesten 
dieser fluviatilen Bildungen sind wohl die zu Nagelfluh 
verkitteten Terrassensehotter, welche sich beim Durchbruch 
des Wadi Hafir durch die westliche Hügelreihe an den 
Kreidekalk anlehnen und um etwa 10 bis 15 m die Wadi- 
Oberkante überragen; man wird sie als diluvial ansehen 
können. Gleichalterig sind wohl die lehmigen Schotter, 
welche sich bis zu den Kreidehügeln im Osten der Bahn 
ausdehnen und zwischen Km 327,34 und 328,8 mehrfach in 
Einschnitten in einer Mächtigkeit von >3 m aufgeschlossen 


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sind. Sie tragen zum Teil bereits eine Decke von Krusten - 
kalk und enthalten vorzugsweise Feuersteine und rosarote 
Kreidekalke, ähnlich den noch zu erwähnenden von Djuruf 
ed Darawisch. Diese lehmigen Schotterflächen wiesen Mitte 
März 1918 einen dünnen Grasteppich mit vereinzelten niedri¬ 
gen, buschigen Kräutern auf und gingen allmählich in die 
Lehm fläche des heutigen Wadi über. Bei Km 327 über¬ 
schreitet die Bahn dies Wadi, dessen scharf eingeschnittene 
Steilwände mindestens 4 m hoch sind und aus kalkigem Lehm 
mit Schotterlagen bestehen. Der gleiche Boden, oft von 
Springmäusen durchwühlt» ist durchweg im Becken von 
Kutrane verbreitet, dieses damit zum größten Teile alluvial. 
Ein etwa 100 m westlich der Station in den fluviatilen 
Schichten angesetztes Bohrloch soll 129,5 m Tiefe erreicht 
haben; doch war über die durchbohrten Schichten leider 
nichts gewisses mehr zu ermitteln. 

In den Schottern des Wadi Hafir fand ich dicht an der 
Abzweigung des zur Versorgung der großen Zisterne von 
Kutrane dienenden Kanals ein Feuersteinstück, welches 
einem mesolithischen Meisel ähnelt, aber von Herrn Prof. 
H. Schmidt als unsicher bezeichnet wird. 

Phosphorittrümmerkalke und Kalke, reich an Ostrea 
Villei Coqd, also die Champagne-Stufe, beobachtete ich an 
der Hedschasbahn zwischen Menzil (Km 348,8) und Kalat 
ei Hesa (Km 378,25). 

5. Kreide und Wadisedimente bei Djuruf ed 
Darawisch. 

Die Bahnstation Djuruf ed Darawisch (Km 397,7) liegt 
bereits in der Wüste. Südlich der Station hebt sich Kreide 
mit Feuersteinlagen in einem schmalen, etwa 100 m rel. 
hohen Rücken, der mir als Kasr el Bint bezeichnet w urde, 
heraus. Von der Höhe dieses Rückens erblickt man nach 
N, also nach Kalat el Hesa zu, die Kreideplatte in größerer 
Ausdehnung, in der unteren Hälfte ihres Abfalles durch die 
hellen Kreidekalke, in der oberen durch dunkle Feuerstein¬ 
lagen gekennzeichnet. Diese Platte endigt nach der Hedschas¬ 
bahn zu in einem als Landmarke weithin kenntlichen Berg¬ 
vorsprung. Die Abdachung von dem Rücken Kasr el Bint 
zur Bahn und darüber hinaus w'ird von fluviatilen Ab¬ 
lagerungen gebildet, in die sich das Wadi er Retem 5 bis 
8 m tief, zum Teil bis auf den Kreideuntergrund einge¬ 
schnitten hat, und die nach N zu augenscheinlich an Mächtig¬ 
keit zunehmen. 


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Die Kreidekalke sind meist gelbliehwetß, im Wadi auch 
rosa gefärbt, und stark zerklüftet, wobei die Klüfte nicht 
selten von Kalkspat erfüllt sind. Die Schichten fallen flach 
nach SO, zum Teil auch nach SSW; die Klüftung streicht 
zwischen N—S und NW—SO. Aus einem Brunnen, etwa 
300 m südlich der Bahnstation, am Bande des Wadi waren 
zur Zeit meines Besuches (12. bis 15. März 1918) dunkel¬ 
graue bituminöse Kreidemergel gefördert, in denen 
ich außer Baculites sp. vor allem Pecten obrutus Conr. 
(= farafrensis Zitt.) feststellen konnte. Nach den Aus¬ 
führungen von Blanckenhorn ist dieser Pecten in Ägypten 
und Palästina im oberen Teile der Champagne-Stufe und 
in der ganzen Dänischen Stufe verbreitet 16 ). Im vorliegenden 
Falle möchte ich eher an Schichten vom Alter der oberen 
Champagne-Stufe, also an oberstes Senon, denken als an 
die Dänische Stufe. 

Die Schuttfläche westlich vom Rücken Kasr ei Bint, 
ist nicht mehr ganz so von Vegetation entblößt wie die 
Kreidefläche, denn sie wird von zahllosen flachen, mit 
niedrigen Wüstenbüschen bestandenen Rinnen durchzogen, 
die offenbar den Zug der, wenn auch seltenen, Regenwässer 
bezeichnen und, von höherer Stelle gesehen, ein sehr an¬ 
schauliches Bild von der Wirkung der Flächenspülung geben. 
Das Wadi er Rotem ist in diese Schuttfläche in der Haupt¬ 
sache von S nach N mit scharfen Rändern eingeschnitten 
und wird bei Km 397,2 von der Bahn überschritten. Haupt¬ 
sächlich nördlich der Bahn sind die fluviatilen Schichten 
in den Wadiwänden gut aufgeschlossen, und zwar zu unterst 
als Schotter mit Kreuzschichtung, höher als kalkige Schotter- 
lelimo und reine kalkige Lehme, insgesamt über 8 m mächtig. 
Die Schotter sind ganz gewöhnlich zu fester Nagelfluh ver¬ 
kittet, deren kieselige Bestandteile meist mit Wüstenlack 
überzogen sind. Sie enthalten außer Feuersteinen teilweise 
große Blöcke von Basalt und eine poröse vulkanische 
Schlacke, die wohl von S her transportiert sind, denn, wie 
mir Meissner Pascha in Damaskus freundliehst mitteilte, 
erstreckt sich zwischen Djuruf und Aneze ein Lavarücken, 
Et Tawil genannt, und bei Aneze sollen zwei vulkanische 
Stellen bekannt sein (Blanckenhorn gibt auf seiner geo¬ 
logischen Karte von Aneze ebenfalls Basalt an). Weitere 
Bestandteile der Schotter sind braune Kalksteine, Arkose- 
quarzite und eingekieselte Sandsteine, über deren Zugehörig- 

16 ) Diese Zeitsclir. 67. 1915, Monatsber. S. 187 ff. 


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keit und Herkunft ich kein Urteil habe. Das Schichten¬ 
profil im Wadi er Betern dürfte wohl vom Diluvium bis 
zur Jetztzeit reichen, insofern als die tieferen Schotter 
jedenfalls bereits als diluvial anzusehen sind, während die 
Lehme sicher der Jetztzeit angehören. 

Die Profilform des Wadi innerhalb seiner Ufer gestattet 
mehrfach, ein Hochwasserbett von dem gewöhnlichen Bett 
zu unterscheiden, indem letzteres durch eine 1 bis 2 in hohe 
Stufe, oft von fester Nagelfluh, gegen das weitere Bett 
abgesetzt ist. Die Sohlenbreite des gewöhnlichen Bettes 
beträgt innerhalb der Kieide südlich der Bahn etwa 12 bis 
15 m, während sich innerhalb der fluviatilen Schichten nur 
wenig unterhalb das Hochwasserprofil auf 60 bis 100 m 
erweitert. Das läßt einen Schluß zu auf die gewaltigen 
Wassermassen, welche zu Zeiten durch dieses Profil ab- 
kommen und deren Höchstmaß naturgemäß Profil und Trans¬ 
portleistung bestimmt. Tamarisken sind im Wadi häufig. 

Die für die Wüste bezeichnenden Windwirkungen, wie 
die Bildung von Stichlöchern und Galerien, sind ganz 
gewöhnlich an der Westwand des Wadi zu finden, ein 
Zeichen, daß vorwiegend östliche Winde tätig sind. Am 
15. März 1918 erlebte ich hier allerdings einen aus W bis 
SW wollenden Sandsturm, der die ganze Gegend in Finsternis 
hüllte. Aus der Ausblasung der feineren Bodenbestandteile 
und der dadurch bedingten Anreicherung des groben Schutts 
erklären sich auch die Feuersteinsehuttflächen im Bereiche 
der Kreide und der Schotterreichtum auf den Flächen der 
fluviatilen Bildungen. 


Schlußwort. 

Durch ihre Beiträge oder ihren Rat haben folgende 
Herren die vorliegende Arbeit bereichert oder unterstützt: 
J. Boehm, Finckh, Gothan, Janensch, Pompeckj, Rauff, 
Hub. Schmidt, Weissekmel, Wieoers. Ihnen allen gebührt 
mein herzlichster Dank. Schließlich sei noch bemerkt, daß 
die Originale, überhaupt das ganze Fossil- und Gesteins- 
material, soweit es gerettet ist, in der Sammlung der 
Preußischen Geologischen Landesanstalt zu Berlin auf¬ 
bewahrt werden. 


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Palaeontologischer Anhang. 

I. Über einige neue Spongien aus der Kreide 
von Aleppo. 

Von Herrn H. Rauff, Berlin. 

(Hierzu Tafel IV.) 

1. Plychocalyptra Koerti Rff., n. g., n. sp., Tat. IV, Abb. 1. 

Es liegt kein vollständiges Exemplar, sondern nur ein 
in weiße Sch reibkreide eingebettetes Fragment von etwa 
0 X 3 X 2 cm Größe vor, das einen sicheren Schluß auf die 
ursprüngliche Gestalt und Größe der Spongie nicht er¬ 
laubt. Wahrscheinlich war sie im allgemeinen Umriß 
knollenförmig, aus gewundenen Blättern zusammengesetzt, 
paragasterlos. 

Das dietyonine Skelett bildet eine blattartig dünne 
Wand, die schnell wechselnd so hin und her gefaltet ist 
unter Verwachsung zusammentreffender Faltenteile, daß 
dadurch ein unregelmäßiges System rundlicher, ge¬ 
wundener, offener Röhren und dazwischen liegender Lücken 
entstanden ist 1 ). Die Röhren sind 4—G mm weit. An¬ 
scheinend größere Lücken, in denen die weiße Kreide das 
Skelett durchbricht, sind wohl erst nachträglich durch 
Zerstörung von Skelettbrücken entstanden. 

Das Bruchstück zeigt an einer Seite (links in Abb. 1) 
eine etwa 2 cm lange, ungebrochene Randlinie, an der das 
Skelett verdichtet zu sein scheint. Sie macht den Ein¬ 
druck, als ob hier noch eine ursprüngliche Begrenzung des 
Spongienkörpers vorliegt. 

Die Skelettwand ist sehr dünn; sie besteht nur aus 
einer einzigen Lage von Hexactinen, deren Tangentialarme 
ein regelmäßiges Gitterwerk mit quadratischen und sub¬ 
quadratischen Maschen bilden. Radialstrahlen fehlen, aber 
offenbar nur deshalb, weil sie abgebrochen sind. Sie 
werden auf jedem Gerüstknoten auf beiden Seiten der 
Wand als frei vorspringende Zapfen gesessen und die ur- 


*) Das ist ein Cavaedialsystem. Vgl. Rauff, Paläospon- 
giologie, Palphica 40 , S. 127, 136. 


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sprüngliche Wanddicke bestimmt haben, die etwa ijinm 
betragen haben mag. 

Das jetzt vorliegende Gitterwerk hat unförmlich dicke 
Arme und plumpe Knoten. Die Armdicke wurde zu 0.19 
bis 0,23, die Knotendicke zu 0,3 bis 0.42 mm bestimmt. 
Doch sind das keine spezifischen Werte; denn sie beziehen 
sich nicht auf die wahren Skeletteile, sondern nur auf 
Umrindungen dieser. Was jetzt als Skelett erscheint, sind 
nur Hülsen aus feinschaumig porösem Eisenocker, die, kon¬ 
kretionärer Entstehung, das Kieselgerüst eingeschlossen 
hatten. Dieses selbst ist herausgelöst worden, und nur 
die hohlen Futterale aus Eisenhydroxyd sind übrig 
geblieben. Die jetzt vorhandenen Gerüstarme werden von 
zylindrischen, sich in den Knoten erweiternden Längs- 
kanälen durchzogen, die an Stelle des ursprünglichen Kiesel¬ 
skeletts getreten sind und durch ihre Weite dessen Arm¬ 
dicken angeben. Daß diese Längskanäle nicht etwa die 
erweiterten Axenkanäle der Hexactine sind, geht daraus 
hervor, daß sich die Ockerhülsen unter dem Mikroskop 
deutlich als vereisenter Kreideschlamm mit seinem Inhalt 
an allerhand Foraminiferen, namentlich Textularien und 
Globigerinen, erweisen, und daß einige Stellen aufgefunden 
w’urden, wo der Längskanal einen feinen, ebenfalls aus 
Ocker bestehenden axialen Faden enthielt, der je als Se¬ 
dimenterfüllung eines Axenkanals gedeutet wurde. Die 
Weite glattwandiger Längskanäle in den Ockerhülsen wurde 
zu 0,05 bis 0,06 mm gemessen; andere Kanälchen, bis 
0,11mm weit, hatten rauhere oder zerfressene Wände, 
so daß nur aus den geringeren Weiten auf die ursprüng¬ 
lichen Dimensionen der kieseligen Skelettarme geschlossen 
werden kann. Der Abstand der Knotenmitten, an dem 
durch die sekundäre Umkrustung natürlich nichts geändert 
ist, schwankt zwischen 0,43 und 0,75 mm und beträgt im 
allgemeinen 0,5 bis 0,6 mm (im Mittel aus 37 Messungen: 
0,58 mm), so daß auf Vs qcm etwa 75 Maschen kommen. 

Die Knoten der Hexaktine waren dicht, undurchbolirt. 
Die Spongie gehört also zu den Dictyonina hcxactinoaa 2 ). 
Nach ihrem Faltenbau und ihrer einschichtigen Skelett¬ 
wand mit dem regelmäßigen Gittergerüst erinnert sie zu¬ 
nächst an Calyptrella Bcrtae Schramm. 3 ), die in zwei 
Exemplaren aus der Quadratenkreide von Oberg bei Peine 


2) Vgl. Schrammen. Palphica, Suppl. V, S. 208, 264. 

*) Schrammen, Palphica, Suppl. V, S. 307; t. 33, f. 7, 8. 


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in Hannover bekannt geworden ist. Aber Calyptrella ge¬ 
hört zu den Dictyonina lychnicosa. Lychniske waren aber 
in der syrischen Form nicht aufzufinden. Auch ist das 
Skelett von Calyptrella viel zarter und dichter, während 
das von Ptychocalyptra mit seinen 0,05 mm dicken Armen 
und seinen weit von einander abstehenden Knoten zu den 
groben und großmaschigen Gerüsten gehört. 

Unter den Hexactinosa kommt die rezente Gattung 
Farrea Bowerb. zur Vergleichung in Betracht 4 ), die nach 
Schrammen schon im Senon auftritt 5 ). Auch bei ihr 
besteht die Wand zum Teil nur aus einem einschichtigen 
Netz mit quadratischen Maschen und bildet ein System 
verzweigter und anastomosierender Röhren 5 ). Und auch 
hier kommen mehr grobe Skelette vor 6 ). 

Alter und Facies: Senon; Schreibkreide. 

Vorkommen: Aleppo, Brunnengrabung bei den Kasernen 
an der Alexandrette-Straße. 

Anzahl der untersuchten Stücke: 1. 

Das Original liegt in der Sammlung der Preußischen 
Geologischen Landesanstalt zu Berlin. 

2. Cerios ymplegma chalybonense Rff., n. g., n. sp. Taf. IV, 
Abb. 2—10. 

{xrrfjcov Wabe; <pjyrMxzty ineinander schlingen; «To/irlsf/z« Ver¬ 
flechtung, Verschlingung. Chaleb, gräzisiert Chalybon, der 
alte Name für das heutige Haleb oder Aleppo.) 

Aus den vorhandenen, in Schreibkreide eingebetteten 
Bruchstücken ist kein sicherer Schluß auf die ursprüng¬ 
lichen allgemeinen Formen und äußeren Umrißliriien zu ziehen. 

Das Skelett bildet eine dünne, von Querkanälen durch¬ 
brochene, nach vielen Richtungen hin und her gefaltete 
Wand, deren Faltenteile sich schleifenartig durchkreuzen 
(Abb. 6), sich umschlingen, umschachteln (Abb. 3, 4). o 1er auch 
zu offenen oder geschlossenen Röhren verwachsen (Abb. 8,9). 
Diese bis über 10 mm starken Röhren liegen, von den Falten 
umhüllt, teils im Innern des Körpers, teils bilden sie 
außen blindsackartig schlauch- oder taschenförmige Vor- 


4 ) Vgl. F. E. Schci.tze. Challenger-Reports. Zool. 21 , 1887; 
S. 276; t. 71, 72. 

*) Strkammex. Palphica, Suppl. V, S. 209; t. 28, f. 4—7. 
e j F. E. Schulze. Challenger-Reports. Zool. 21 , 1887: t. 76, 
f. 4, 5: Farrea (?) sp. mit Armdicken von 0,075—O.llmrn 
und Abständen der Knotenmitten von 0,32—0,515 mm in dem 
sehr regelmäßigen Skelettnetz. 

Zeiuchr. d. D. Geol. Ges. 1924. 4 


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stülpungen der Wand (Abb. 2, 3). Paragaster und Oscula 
fehlen. Die Faitenlängen (von der zentralen bis zur proxi¬ 
malen Umbiegung einer Falte gemessen) betragen bis zu 
3 cm, die Weiten zwischen den beiden ein und dieselbe 
Falte bildenden, parallelen oder subparallelen Faltenwänden 
bis zu 8 mm. 

Die Wand ist bis 1,5 mm, durchschnittlich etwa 1 mm 
dick und bienenwabenähnlich von regelmäßig nel>eneiii- 
anderstehenden hexagonal prismatischen Zellen oder „Ra- 
dialtuben” rechtwinklig zu den parallelen Wandflächen durch¬ 
setzt (Abb. 2, 7 usw.). Die Zellenquerschnitte sind — wenn 
man sich die Dicke der die Tuben umrahmenden Wände 
auf 0 reduziert denkt — 0,5 bis 1,65, zumeist 0,8 bis 
1 mm weit; die Scheidewände, die aus dem Kieselskelett 
aufgebaut waren, sind 0,1 bis 0,2 mm dick 7 ). Jetzt be¬ 
stehen die Tubenwände aus schaumig feinporösem Ocker. 
Aber das Skelett darin ist nicht mehr aufzufinden; der Er¬ 
haltungszustand ist noch viel ungünstiger als bei der be- 
schriel)enen Ptychocalyptra. Bei dieser ist das eigentliche 
Skelett zwar verschwunden, aber durch Umhüllungspseudo- 
morphose ist ein neues entstanden und an seine Stelle 
getreten, das das Bild des ersten Gerüstes, in vergröberter 
Form, aber immer noch spezifisch kennzeichnend wieder¬ 
gibt. Im vorliegenden Falle aber sind alle (wahrscheinlich 
sehr kleinen) Maschenräume des Gitterwerks mit Eisen¬ 
hydroxyd vollständig ausgefüllt, und das Skelett selbst 
ist ebenfalls verockert. Im ersten Falle liegt also eine 
hypostatische, im zweiten eine metasomatische Pseudo- 
morphose vor, in beiden Fällen zugleich eine Metasomatose 
des einbettenden Kreidesedimentes, die bei Ptychocalyptra 
auf eine den Spikulen zunächst anliegende Hüllzone be¬ 
schränkt ist, bei Ceriosymplcgma dagegen die gesamte in 
den Tuben wänden steckende Sedimentmasse ergriffen hat. 
Daher diese nun unter dem Mikroskop einen gleichmäßig 
feinlöchrigen Ocker zeigen, worin das Gerüst untergegangen 
ist. Alle Bemühungen, es an irgendwelcher Stelle der 
Tubenwändo aufzufinden, waren vergeblich (ein negatives 
Ergebnis, das auch von anderen vereisenten Spongien- 
skeletten bekannt ist). 

Obwohl also ein Skelett noch nicht beobachtet worden 
ist, kann doch an der Spongiennatur von Ccriosymplcgma 


7 ) Z. T. durch nachträgliche Überkrustung bis zu 0,35 mm 
verdickt. 


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und der Zugehörigkeit zu den Dictyoninen kein Zweifel 
bestehen. Formen und Eigentümlichkeiten der .Wand lassen 
sogar den Schluß auf eine nahe Verwandtschaft der Spongie 
mit Aphrocallistes Gbay zu, eine rezente Gattung, die aber 
nach Schrammen mit mehreren Arten auch schon im (nord¬ 
deutschen) Senon vorkommt 8 ). Aphrocallistes hat ebenfalls 
die dünne, wabenartig durchlöcherte Spongienwand; für 
eine Anzahl ihrer Arten sind die handschuhfingerförmigen 
Ausstülpungen (ohne Oscula) kennzeichnend, während bei 
dem rezenten Aphrocallistes vastus F. E. Schulze die Wand 
wie ein Wellblech, aber tief hin und her gefaltet ist 9 ). 

Die Radialtuben stellen die Aporrhysen des Skeletts 
dar, während zwischen dem Gitterwerk der Tubenwände 
die Epirrhysen lagen. 

Aphrocallistes gehört zu den Dictyonina hexactinosa 
(mit vollen Kreuzungsknoten). Auch Ceriosymplegma wird 
deshalb dahin zu stellen sein 

Ein Kreidestückchen enthält den rostigen Abdruck einer 
kleinen, stilförmigen Wurzel, aus der sich ein zierlicher 
Becher entwickelt (Abb. 10) 10 ). Die Wurzel, deren unterster 
Teil fehlt, ist bei 2 mm Dicke noch 8 mm lang, der 7 mm hohe 
Becher — oben abgebrochen, mit kreisförmigem Rand von 
4,5 mm Durchmesser — hat eine 0,5 mm dicke, von hexa¬ 
gonalen Radialtuben durchbrochene Wand. Die Zellenquer- 
schnitte dieser Wand sind durchschnittlich 0,68 mm weit 
(Mittel aus 9 Messungen). Wahrscheinlich liegt hier, da 
die Masse gut zu denen von Cer. chalyb. passen, die Jugend¬ 
form der Art, oder einer von mehreren Ankerapparaten 
vor, womit die Spongie festgeheftet war 11 ). 

Alter und Facies: Senon; Schreibkreide. 

Vorkommen: Aleppo. Brunnengrabung bei den Kasernen 
an der Alexandrette-Straße. 

Anzahl der untersuchten Stücke: 12 Fragmente. 

Die Originale liegen in der Sammlung der Preußischen 
Geologischen Landesanstalt zu Berlin. 

3. Spongia hexactinellida gen. ind., sp. ind. Taf. IV, Abb. 11. 

Eine dünne Wand bildet durch mäandrische Faltung 
und Verwachsung sich berührender Faltenteile anastomo- 

8 ) Schrammen. Palphica, Suppl. V, S. 219 ff. 

9 ) F. E. Schulze. Challenger-Reports. Zool. 21 . 1887, S. 317; 
t. 85, f. 1. 

10 ) Vgl. die Erklärung zu Taf. IV, Fig. 10. 

n ) Vgl. die Wurzeln in den Figuren bei Schrammen, Palphica, 
Suppl. V, t. 27, f. 2; t. 31, f. 7; t. 33, f. 8; t. 40, f. 8. 

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sierende Röhren und dazwischenliegende Lücken. Dieser 
Bau ist kranzförmig um einen skelettfreien Teil angeordnet. 
Der Kranz hat einen äußern Durchmesser von etwa 20, 
eine innere Weite von 8 mm. Die Röhren sind etwa 3 mm 
stark bei einer Wanddicke von >/s bis 1 mm. 

Auf die allgemeine Form der Spongie ist aus dem 
vorhandenen Fragment kein Schluß zu ziehen. Das Skelett 
ist mit den dazwischenliegenden Maschenerfüllungen ebenso, 
wie vorher beschrieben, vollständig verockert und dadurch 
vernichtet worden. 

Der erhaltene Rest erinnert an gewisse Kreide¬ 
schwämme, die Schrammen zu der rezenten Gattung Peri- 
phragella 1S ) gezogen hat. 

Alter und Vorkommen wie bei 1 und 2. 

Anzahl der untersuchten Stücke: 1. 

Original in der Sammlung der Preußischen Geologischen 
Landesanstalt zu Berlin. 


Kann man, so läßt sich fragen, die unter 1 und 2 be¬ 
schriebenen Arten nicht zu Farrea und Aphrocallistes stel¬ 
len? Dazu ist zu bemerken, daß die Diagnosen für diese 
beiden Gattungen nach den Merkmalen der lebenden Ver¬ 
treter aufgestellt sind. Zu diesen Merkmalen gehören in 
erster Linie auch Eigentümlichkeiten des Skeletts, im 
Innern der Leibeswand wie an den Grenzflächen. Nun 
kennen wir aber das Skelett unserer Ptychocalyptra nur 
sehr unvollkommen, das von Ceriosymplegma überhaupt 
noch nicht. Wollte man also die neuen Formen zu Farrea 
und Aphrocallistes ziehen, so würde man ihnen damit be¬ 
stimmte Eigenschaften beilegen, ohne zu wissen, ob sie 
sie besitzen oder nicht. Deshalb erscheint es zunächst 
richtiger ihnen, um sie überhaupt in der gebräuchlichen 
Weise systematisch unterscheidend zu bezeichnen, auch 
besondere Gattungsnamen zu geben. Dagegen w'ird es erlaubt 
sein, Ptychocalyptra in die Familie der Eurctidar. F. E. 
Schulze, zu der auch Farrea gehört, Ceriosymplegma in die 
der Aphrocallistidac Schulze einzureihen. 


,s ) Schrammen. Palphica, Suppl. V, S. 214. 


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Tafelerklämngen sn Tafel IV. 

Die Skelette sind aus dem Kreidegestein ein wenig heraus- 
geätzt worden. Sie vollständig herauszulösen, war unmöglich, weil 
sie in einen sehr feinmulmigen Ocker umgewandelt sind, der 
bei der Ätzung, auch wenn man nur ganz schwache Säure an¬ 
wendet, auseinanderfällt, überdies schon bei der leisesten Be¬ 
rührung gewöhnlich zu Staub zerdrückt wird. 

Alle Figuren in Vi Größe. Man betrachte die Skelettbilder 
unter der Lupe. 

Abb. 1 . Ptychocalyptra Koerti Rff. — S. 47. 

Die Oberseite des Kreidestückes, auf der die Skeletthaut sitzt, 
ist eine unregelmäßig bucklige, seitlich teils steil, teils sanfter 
abfallende Gesteinsloslösungsfläche. Ihr Verlauf wird durch die 
gewundene, gefaltete oder auch röhrig verwachsene dünne, ur¬ 
sprünglich von Sediment ganz umhüllte Skelettwand bestimmt, 
an der die Trennung des vorliegenden Bruchstücks vom Gegen¬ 
stück erfolgt ist. 

Die größeren hellen rundlichen Lücken im Skelett sind die 
Querschnitte der röhrig verwachsenen Wandfalten. Stellenweise 
sind mehrere solcher Querschnitte infolge Skelettzerstörung zu 
den unregelmäßig umrissenen größten Lücken zusammengeflossen. 

Abb. 2 bis 10. Ceriosymplegma chalybonense Rff. — S. 49. 

Abb. 2. Medianer Längsbruch durch handschuhfingerartige Aus¬ 
stülpungen der wabenartig durchlöcherten Skelettwand. — Von 
a bis a 1 : größte beobachtete Länge der Ausstülpungen, b, b, 
b: sehr dünne, die inneren Fingerenden verbindende Skcletthaut,' 
deren weiterer Verlauf und Anteil am ganzen Skelettbau nicht 
aufzuklären war. 

Abb. 3. Querschnitt einer dünnwandigen Röhre (inmitten), von 
einer hin- und hergefalteten, normal dicken, aber von relativ 
engen Zellen (Radialtuben) durchsetzten Skelettwand umschlossen. 
— Bei a annährend median aufgebrochene Ausstülpung mit 
Blindende und Ansicht der Innenfläche. Die Zellen im Blindende 
nachträglich durch Ocker und dessen Zerreibsei verklebt und 
verwischt. 

Abb. 4. Ähnlich wie in Abb. 3: Umrahmung einer engen 
zentralen Röhre durch eine umlaufende Skelettwand. 

Abb. 5. Schleifen- und ringförmige Querschnitte durch die 
mäandrisch gefaltete Wand. — Bei a Blindende einer jungen, 
knospenhaften Ausstülpung. 

Abb. 6. Berührende und durchkreuzende Verwachsung einer 
inneren Röhre mit umrahmenden "Wandschleifen: Querschnitt. 

Abb. 7. Oberfläche, oder Tangentialschnitt eines Wandteils; 
zeigt die wabenartige Zusammensetzung der Skelettwand aus 
polygonalen Zellen (Radialtuben), die hier den größten beob¬ 
achteten Durchmesser aufweisen. 

Abb. 8 und 9. Ring- und languettenförmige Schnitte durch 
röhrenförmige und gefaltete Wandteile. 

Abb. 10. Kleiner, gestielter (aas photographischen Gründen mit 
der Wurzel nach oben gestellter) Becher. — s.: aus feinen 
Fäden bestehender Stiel des Bechers. Vgl. S. 51. 

Abb. 11. Spongia hexactinellida , gen. ind., sp. ind. — S. 51. 


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II. Fische aus dem Dysodil des Wealden 
vom Libanon. 

Von Herrn W. Janensch in Berlin. 

Herr Prof. Dr. Koert vertraute mir vier kleine Fische 
aus dem Dysodil der Westseite des Dachr el Harf im 
Libanon zur Bearbeitung an. Von diesen Fischen gehören 
drei einer Art der Gattung Pleuropholis an, während ich 
den vierten mit Vorbehalt der Gattung Thrissops anreihe. 
Da eine artliche Zusammengehörigkeit dieser beiden Formen 
mit Arten anderer Fundstellen nicht erweisbar ist, so bieten 
sie für eine genauere Horizontvergleichung keine Hand¬ 
habe. Beide Gattungen sind aus Oberem Jura und Unterer 
Kreide bekannt geworden. 

Pleuropholis Koerti n. sp. 

Das größte (A, Abb. 5) der drei Exemplare, die mit 
den ersten drei Buchstaben des Alphabets bezeichnet seien, 
ist vollständig erhalten bte auf die anscheinend fehlende 



Abb. 5. Pleuropholis Koerti n. sp. */i nat - Größe 
Der Kopf ist unvollständig und unklar erhalten. Die z. T. etwas 
unregelmäßig gelagerten Flossenstrahlen sind gerade gestreckt 
gezeichnet. Die medianen dorsalen Schuppen liegen in der 
Schieferebene flach ausgebreitet. Die Schuppen der vorderen 
Bauchpartie und des Schwanzabschnittes, deren Grenzen infolge 
zahlreicher Brüche vielfach nicht klar erkennbar sind, sind 
z. T. etwas schematisiert und mit mutmaßlicher Umgrenzung 

eingetragen. 

vorderste Schädelpartie; es hat eine Gesamtlänge von 44 mm 
bei 11 mm größter Höhe des Rumpfes. Vollständig bis auf 
den unklar und wohl gleichfalls nicht vollständig erhaltenen 


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Schädel ist auch Exemplar B mit einer Länge von etwa 
37 mm und etwa 91/2 mm größter Höhe. C ist größtenteils 
nur als Abdruck erhalten und hat eine Länge von etwa 
37 mm und eine größte Rumpfhöhe von etw r a 11 mm. Inwie¬ 
weit durch Zusammendrückung die allgemeine Körperform 
gestört ist, ist nicht mit Sicherheit festzustellen; jedenfalls 
ist das ersichtlich, daß das Verhältnis von Höhe und Länge 
eine nicht besonders schlanke Form bedingte. 

An den Schädeln ist leider nicht viel zu erkennen. An 
dem von einem breiten Riß durchsetzten Schädel von A zeigt 
sich eine große gerundete, dreiseitige Fläche, in der der Oper- 
kularapparat enthalten sein muß, innerhalb der aber nur ein 
schmales Suboperculum mit einiger Sicherheit abgrenzbar 
erscheint. Von der Orbita ist nichts bemerkbar. Auch von 
Kieferknochen ist nichts erkennbar; sie scheinen zu fehlen. 
Dagegen sind ventral Kiemenstrahlen sichtbar. Die ganze 
vordere Schädelpartie fehlt offensichtlich. Die beiden 
anderen Stücke bieten über den Schädel keinerlei Aufschlüsse. 

Bei A und B ist die ziemlich hoch ansetzende Brustflosse 
sichtbar, sie ist dem Schuppenpanzer aufgepreßt. Bei B 
stellt sie einen Fächer von etwa 1/3 »Kreisschnitt dar. Die 
Strahlen gabeln sich distalwärts; ihre Zahl ist nicht mit 
völliger Klarheit zu ermitteln, sie scheint etwa 17 zu be¬ 
tragen. Ihre größte beobachtete Länge beträgt bei B etwa 
41/2 mm, bei A, bei dem nicht alle Strahlen erhalten sind, 
gegen 6 mm. Die Bauchflossen sind klein und schmal und 
scheinen nur sechs Strahlen zu enthalten, deren größte 
Länge bei A 4 mm, bei B etwas weniger beträgt. Die 
Afterflosse ist klein und kurz, sie besteht anscheinend nur 
aus sieben distal sich teilenden Strahlen von höchstens 4jbis 
41/2 mm Länge; der erste Strahl läßt bei B über einem 
kräftigen, langen unteren Glied zwei Fulkren erkennen. Der 
Abstand zwischen After und Schwanzflosse beträgt etwa 
4 mm. Die kleine Rückenflosse sitzt genau über der After¬ 
flosse, sie besteht anscheinend aus sechs sich teilenden 
Strahlen von maximal etwa 5 mm Länge (A), deren erster 
sich bei A als kräftiger Dorn darstellt. Die mäßig große, 
ziemlich schmale Schwanzflosse ist ziemlich gradlinig ab¬ 
gestutzt; sie weist neun distal vierfach zerteilte Strahlen 
auf, deren längste, untere etwa 81/2 mm Länge (A) haben. 
Der oberste Strahl besitzt zwei, der unterste drei Fulkren. 
Drei der mittleren Strahlen weisen bei A in der Mitte ihrer 
Länge knotenartige Anschwellungen auf, die als anomale, 
pathologische Bildungen anzusehen sein dürften. 


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Die Beschuppung besteht in wohlausgebildeten G&noid- 
schuppen. Infolge zahlreicher Brüche durch die Schuppen 
ist deren Umgrenzung vielfach nicht klar festzustellen. 
Sicher lassen sich bei A und B 20 von der Dorsalseite 
bis zur Ventralseite durchgehende, quer verlaufende 
Schuppenreihen feststellen; es folgen darauf noch drei Reihen, 
die das in den oberen Schwanzlappen hineinreichende Körper¬ 
ende bekleiden. Ferner liegen unterhalb und vor der Brust¬ 
flosse noch etwa sieben weitere, in ihrer Zahl nicht sicher 
festzustellende, kurze, quer ventrale Schuppenreihen. 

Auf den Körperseiten haben die Schuppen die für die 
Gattung Pleuropholi* bezeichnende, sehr hohe, schienenartige 
Form. Die einzelne Schiene hat bei A etwa 0 mm Höhe, 
also etwa die halbo Höhe des Rumpfes, und ist in etwa 
1 mm, am ventralen Ende in etwa X 14 mm Breite frei 
sichtbar. Bis etwa zur zehnten Schuppenreihe einschließlich 
haben die Schienen diese Höhe, dann werden sie etwas 
niedriger. Etwa von der fünfzehnten Schuppenreihe ab treten 
an Stelle je einer hohen Schienenschuppe zwei entsprechend 
niedrigere. Dorsal von jeder Schiene liegt nur eine kleine 
rhombische Schuppe; darüber folgt, in die Ebene der Schiefer- 
flache gedrückt, eine mediane Reihe von ziemlich breiten 
Schuppen, die nach hinten konkav eingebogene Ränder auf¬ 
weisen, eine Eigenschaft, die im Verlaufe der Dorsallinie 
von vorn nach hinten bis an die Rückenflosse sich stärker 
ausprägt. Ventral von der Schienenreihe sind im vorderen 
Rumpfteil zahlreiche niedrige Schuppenreihen vorhanden, 
deren Zahl nicht sicher zu ermitteln ist, die aber im Maximum 
mindestens elf auf jeder Seite zu betragen scheint. Diese 
Zahl vermindert sich caudalwärts stark, beträgt in der 
Gegend der Ventralflosse etwa sieben und hinter der Anal¬ 
flosse anscheinend nur noch zwei. Im Rumpfabschnitt haben 
diese Schuppen schmal rhombische Form, mit schwacher 
Rundung des unteren Randes. Im Schwanzteil ändert sich 
bis zur Schwanzflosse die Gestalt der ventralen Schuppen 
zu einem ausgeprägten Rhombus um. Alle Schuppen und 
Schienen sind glatt und skulpturlos, ihre sichtbaren Ränder 
sind glatt. Der Verlauf der queren Schuppenreihen ändert 
sich von vorn nach hinten. Im vorderen Rumpfteil sind 
die Schienen gegen die Längsachse unter einem Winkel 
von etwa 70° gestellt, dorsal zeigen sie eine schwache Ver¬ 
biegung nach vorn, ventral biegt die in der Verlängerung; 
einer Schiene liegende Querreihe kleiner Schuppen stark 
nach hinten ein. Dieses Verhältnis ändert sich caudalwärts 


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in dem Sinne, daß die ganze Schuppenreihe schräger, und 
zwar etwa von den Ventralflossen an, unter einem Winkel 
von etwa 45°, fast ganz gleichsinnig gerade verläuft Es 
macht den Eindruck, als wenn bei Exemplar A im Rumpf¬ 
abschnitt die unteren Schuppenreihen wenigstens zum Teil 
etwias zusammengeschoben sind, wodurch ihr unbedeckter 
Teil etwas zu niedrig würde. Der Seitenlinie dürften feine 
Poren zuzurechnen sein, von denen eine in halber Höhe 
des Schwanzteiles unmittelbar vor der Schwanzflosse eine 
Schuppe durchbohrt und eine zweite in einer Schuppe der 
dritten Reihe von unten, also beträchtlich unterhalb der 
halben Flankenhöhe, etwa über dem Hinterende des An¬ 
satzes der Bauchflosse zu beobachten ist Das würde für 
eine tiefe Lage der Seitenlinie sprechen. 

Bei der Bestimmung muß in erster Linie die charakte¬ 
ristische Beschuppung leiten. An Ganoidfischen mit seitlichen 
Schienenschuppen sind die drei Gattungen Pholiäopleurus, 
Peltopleurus und Pleuropholis bekannt geworden. Pholi - 
dopleurus aus den Raibler Schichten kommt wegen 
des Mangels der Bauchflossen und der langgestreckten 
Form der After- und Rückenflosse nicht in Frage. Bei 
Peltopleurus steht die Rückenflosse vor der Afterflosse; bei 
ihm verläuft die Seitenlinie oberhalb der halben Flanken¬ 
höhe, bei den Fischen vom Libanon dagegen offenbar, 
wie bei Pleuropholis (cf. A. S. Woodward, Oatal. foss. 
Fishes III. 1895, S. 483) viel tiefer. Bezüglich der Stellung 
der Flossen zeigen diese ebenfalls gute Übereinstimmung mit 
der Gattung Pleuropholis , von der eine Reihe von Arten 
aus den lithographischen Schiefern Süddeutschlands, aus den 
Plattenkalken von C e r i n, aus dem Oberen Jura von Bran- 
villiere im Maasdepartement Frankreichs, aus dem Wealden 
von Bernissart, -wie aus dem Purbeck Englands be¬ 
schrieben worden ist 1 ). Abgesehen davon, daß alle diese 
Arten mehr oder weniger schlanker sind, so weicht unsere 
Form von diesen dadurch ab, daß die Flossen, mindestens 
die unpaarigen, weniger Strahlen aufweisen, daß sie — 


J ) Literatur über Pleuropholis: Die ältere Literatur ist von 
A. S. Woodward in seinem Katalog der fossilen Fische bei den 
einzelnen Arten erwähnt. (Catalogue of the fossil Fishes in the 
British Museum. HI, 1895, S. 482—487.) 

Neuere Literatur: R. H. Traquoir: Les poissons Wealdiens 
de Bernissart. Mem. Mus. Nat. Belg., 1910. 

A. S. Woodward: The Wealden and Purbeek fishes. Palaeon- 
togr. soe. 71. 1919, S. 113—121. 


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soweit die Beschreibungen und Abbildungen jener anderen 
bekannt gewordenen Arten von Pleuropholis darüber Auf¬ 
schluß geben — mit einer geringeren Zahl von Fulkren be¬ 
setzt sind, daß die Schwanzflosse nicht deutlich zwei¬ 
lappig, sondern gerade abgestutzt ist, und daß die Zahl der 
vertikalen Schuppenreihen wesentlich geringer ist. Es sei 
übrigens darauf hingewiesen, daß Pleuropholis Licnardi 
Sauvage (Bull. soc. geol. France (III) 11. 1882—83, S. 501, 
Taf. 10, Fig. 3) nur eine recht schwach zweilappige Schwanz¬ 
flosse hat. also in diesem Punkt© der Art vom Libanon 
nahe kommt. 

Die angeführten Unterschiede scheinen mir nicht schwer¬ 
wiegend genug, um di© Art vom Libanon von der Gattung 
Pleuropholis abzusondern; dagegen ist eine neue Art¬ 
bezeichnung erforderlich. Ich widme die Form Herrn Prof. 
Dr. Koert. 


Thrissops sp. 

Dem einzigen vorliegenden Stücke fehlen der Schädel 
und der vordere Abschnitt des Rumpfes. Die erhaltene 
Maximallänge beträgt 29 mm. Die Form des Körpers war 
anscheinend etwas gedrungen. 

Die Wirbelsäule ist offenbar voll verknöchert; bis zum 
Ansatz der Schwanzflosse sind 22 Wirbel erkennbar, deren 
in ihrem mittleren Teil kräftig eingezogene Körper im 
Schwanz etwa ebenso lang wie hoch sind, weiter vorn aber 
etwas höher — bis knapp 1 mm hoch — werden. Auf der 
Seitenfläche verläuft, wie an einigen Wirbelkörpern wahr¬ 
zunehmen ist, ein vorspringender Grat. 

Von der linken Brustflosse, die jedenfalls nicht groß war, 
ist der proximale Abschnitt nicht erhalten. Erkennbar sind 
acht Strahlen. Eigentliche Fulkren sind an dieser und an 
allen anderen Flossen nicht vorhanden. Etwa 5 mm hinter 
dem Ende der Brustflosse sitzt die sehr kleine, nur gegen 
3 mm lange, aus etwa acht Strahlen zusammengesetzte 
Bauchflosse, deren äußerste Strahlen die längsten sind. Ziem¬ 
lich groß ist dagegen die Afterflosse; sie hat dreiseitigen, 
von vorn nach hinten stetig sich verschmalernden Umriß; 
ihre Länge beträgt etwa 7 ty 2 min, die längsten Strahlen 
messen etwa 5 mm, deren Zahl beträgt etwa 34. Die Lücke 
zwischen Afterflosse und Schwanzflosse ist sehr klein, an¬ 
scheinend nur etwa 2 mm lang. Die unvollständig erhaltene 
Rückenflosse beginnt ein wenig vor dem Vorderende der 
Afterflosse, sie ist kürzer als diese, etwa 5 mm lang, enthält 


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elf bis zwölf Strahlen und nimmt von vorn nach hinten stetig 
und stark an Höhe ab. Die nicht große Schwanzflosse 
ist in mäßigem Grade gabelig, beide Lappen sind annähernd 
gleich groß. Es sind 18 bis 20 distalwärts sich gabelnde 
Strahlen vorhanden (die genaue Zahl ist nicht feststellbar), 
dazu kommen ventral vorgelagert vier, dorsal anscheinend 
fünf oder sechs nach vorn immer kürzer werdende, sich 
nicht gabelnde Strahlen. Die Länge der längsten Strahlen 
beträgt etwa 8 mm. 

Die Schuppen waren offenbar recht dünn; sie sind ver¬ 
hältnismäßig groß. Der Hinterrand ist, soweit erkennbar, 
gerundet und ungekerbt; vorn liegt eine Zone von feinen, 
nach vorn etwas divergierenden und sich zum Teil gabeln¬ 
den, eingesenkten Riefen, deren: Zahl etwa acht beträgt. 
Auf der übrigen glatten Oberfläche der Schuppen liegt eine 
äußerst feine konzentrische Skulptur. Die Gesamtzahl der 
horizontalen Reihen scheint etwa 15 zu betragen. 

Das Fehlen des Schädels und des vordersten Rumpf¬ 
abschnittes macht die sichere Erkennung der Gattungs¬ 
zugehörigkeit unmöglich. In bezug auf die Größen Verhält¬ 
nisse und Steilung der paarigen sowie der After- und der 
Rückenflosse besteht ziemlich Ähnlichkeit mit der Gattung 
Thrissops, z. B. mit Thr. curtus A. S. Woonw. aus dem 
unteren Purbeck der Insel Portland bei A. Smith Woodwabd 
(Wealden a. Purbeck Fishes. Paläeontogr. Soc. 71. 1909. 
Täf. 26, Fig. 1). Bauch- und Rückenflosse scheinen bei 
letztgenannter Art kleiner zu sein. Der gesamte Körper¬ 
umriß des Fisches vom Libanon muß dem der Purbeck- 
form recht ähnlich gewesen sein. Auch die Form der Wirbel¬ 
körper stimmt gut zu der von A. S. Woodward (a. a. O. 
S. 136) gegebenen Charakterisierung der Gattung Thris8opn 1 
besser als zu der von Pachy thrissops (A. S. Woodwakd, 
a. a. O. S. 128). Den sonst aufgestellten Arten von Thrissops 
steht der Fisch vom Libanon an Größe sehr bedeutend nach; 
ob es sich bei ihm um ein unausgewachsenes Tier handelt, 
muß dahingestellt bleiben. Nur mit Vorbehalt kann ich ihn 
jener Gattung anreihen; von einer Artbenennung sehe ich 
in Anbetracht der Unvollständigkeit des Stückes ab. 


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2. Typen andiner Kupferlagerstätten. 

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 9. Januar 1924.) 

Von Herrn Richard Stappenbeck in Werder (Havel). 

Die Kupferlagerstätten, die zurzeit im Bergbau Süd¬ 
amerikas im Vordergründe des Interesses stehen, sind die 
Imprägnationszonen mit armen Erzen, die „disseminated 
porphyry copper ores“ der Nordamerikaner. Hierzu gehören 
die größten bis jetzt bekannten Kupfervorkommen der Welt: 
Bisbee, Tintic, Clifton-Morenci, Bingham, Cananea in Nord¬ 
amerika, Chuquicamata, Potrerillos, El Teniente in Süd¬ 
amerika. 

Das wesentliche an ihnen ist, daß das Erz fein und 
unregelmäßig in einem meist stark zerrütteten Eruptiv¬ 
gesteinskörper verteilt ist, daß diese immer saure oder 
intermediäre Gesteine sind, daß in Verbindung mit ihnen 
immer metasomatische Erzkörper entstanden sind, ja die 
Imprägnation selbst fast stets von einer metasomatischen 
Verdrängung gewisser Gesteinsbestandteile begleitet ist. 

Bekannt sind derartige Lagerstätten bisher aus Rhyolith, 
Granit, Monzonit, Quarzdiorit, Andesit und Porphyrit sowie 
aus Sedimenten. Kupferbringer sind wohl immer die sog. 
Andengranite oder Andendiorite sowie deren Ergußgesteine, 
die Rhyolithe, Andesite usw. 

Zu den Imprägnationslagerstätten im Rhyolith gehört 
das Vorkommen der Grube Montenegro bei Andalgalä in 
Argentinien, wo Malachit und Kupferglanz einen Rhyolith- 
tuff imprägnieren. Wirtschaftlich ist dieses Vorkommen 
ohne Bedeutung. Hierher gehören ferner die Lagerstätten 
von Cerro Verde, Toquepala, Cerro de Paseo zum Teil, 
in Süd- und Mittelperu und Choquelimpie in Nordchile. 
Wirtschaftlich spielen sie entweder schon eine große Bolle 
oder haben eine gute Zukunft. 

Cerro Verde bei Arequipa setzt sich $us einem Quarz¬ 
diorit oder Tonalit zusammen, worüber Rhyolith liegt, der 
an Granitporphyr grenzt. Das Kupfererz ist im Rhyolith 
verstreut. Die 60 bis 70 m mächtige Oxydationszone hat 
Kupfersilikate und Karbonate, darunter folgen angereicherte 


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Sulfide. Zwischen 100 und 150 m von der Oberfläche 
beginnt dann das primäre Erz, der Pyrit. Der durchschnitt¬ 
liche Kup fergehalt beträgt 2 bis 2,5 °/o. Bis Ende 1918 waren 
mindestens 18 000 000 t Erz nachgewiesen worden. 

In Toquepala, nahe an der chilenischen Grenze, treten 
große Massen fein verteilten Erzes im Rhyolith auf wie 
bei Cerro Verde. Der durchschnittliche Kupfergehalt beträgt 
l,9<>/o bei 1 g Gold auf die Tonne. In der Nähe liegt die 
Lagerstätte von Quellaveco, wo zerstreutes Kupfererz im 
Quarzdiorit und im Rhyolith auftritt. Der Rhyolith hat 
den stark zersetzten Quarzdiorit in großen Gängen durch¬ 
brochen. Erze sind Kupferkarbonat, etwas Kupfervitriol, 
sodann Schwefelkies und Kupferkies. Sie enthalten 1,5 °o Cu, 
20 g Ag und 1 g Au auf die Tonne 1 ). 

Die bekannte Lagerstätte vom Cerro de Paseo gehört 
zum Teil auch hierher. Es handelt sich dort um Rhyolith 
und seine Tuffe und Agglomerate, worin die Erzgänge auf¬ 
setzen. Von diesen ist eine Verdrängung der Rhyolith- 
masse und ihre Ersetzung durch Pyrit ausgegangen. Diese 
Erze mit geringem Gehalt stehen in großer Menge an. In 
der Oxydationszone ist das Kupfer ausgelaugt, das Silber 
aber angereichert worden. Wahrscheinlich gehört hierher 
auch Ferrobamba, südwestlich von Cuzco, wo bisher 
25- bis 30 000000 t kuperhaltiger Kiese aufgeschlossen 
worden sind. Die Lagerstätte liegt geographisch sehr un¬ 
günstig. 

Choquelimpie in Nordchile ist eine ähnliche Lagerstätte 
wie Quellaveco; silberhaltige Kupfererze von geringem Ge¬ 
halte finden sich massenhaft im Rhyolith verstreut. 

Im Andendiorit liegt die Lagerstätte von Las Condes 
bei Santiago. Es handelt sich um eine Dioritbreccie, deren 
Bindemittel Kupferkies ist. Der durchschnittliche Kupfer¬ 
gehalt ist 3 bis 40 / 0 , aber reiche Erzanbrüche, deren Gehalt 
bis 24 0 /ü steigt, kommen häufiger vor. So soll vor kurzem 
eine derartige Erzmasse aufgeschlossen worden sein, deren 
Wert auf 12 000000 $ m/c berechnet wird. 

Verwickelter liegen die Verhältnisse in Catemu, Bezirk 
Putaendo. Dort treten Gänge von Kupferkies mit silber¬ 
haltigem Fahlerz auf, von denen aus sich metasomatiscb 
im Kalk unregelmäßige Taschen und Nester von Schwefelkies, 
im Sandstein häufiger Imprägnationen der Schichten mit 

x ) C. Basadke : Estado actual y porvenir de la industria 
minera en los departainentos del sur. Bol. Cuerpo de In- 
genieros de Minas del Peru. Nr. 93. Lima. 


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Kupferkies gebildet haben. Darunter »liegt Porphyr, und in 
dessen Kontakt mit dem Andengranit haben sich ausgedehnte 
Massen von fein verteiltem Kupferkies, Kupferglanz und 
Kupferindig gebildet. 

Die bekannteste und wichtigste Lagerstätte dieser Gruppe 
ist die Chuquicamata in Nordchile, die eine der größten 
überhaupt ist. In einem stark zerrütteten Quarzdiorit 
(Tonalit) finden sich große Massen von Kupfervitriol, 
Kröhnkit, Atacamit, Brochantit und Rotkupfererz einge¬ 
schlossen. Brochantit ist das Haupterz. Oxydations- und 
Zementationszone gehen ineinander über. Im Durchschnitt 
ist die Oxydationszone 110 m mächtig. Darunter folgen 

35.5 m mit Kupferglanz und Brochantit, darunter 17 m 
Kupferglanz mit Kupferindig, sodann bis 500 m Kupferkies 
mit 2o/o Cu. Der Durchschnittsgehalt der Kupfererze beträgt 
etwas über 2%. Nachgewiesen sind rund 700000 000 t dieses 
Erzes 2 ). 

Dem Andesit gehört die Lagerstätte El Tenienfee der 
Braden Copper Co bei Rancagua an. Die wesentlichen Züge 
dieser Lagerstätte hat schon Domeyko vor etwa 80 Jahren 
gedeutet 3 ). Es handelt sich um eine Art Explosionskrater 
im Andesit, der mit Tuff angefüllt ist. Der Tuff ist im 
allgemeinen nicht vererzt. In der Breccie beobachtet man 
viel Turmalin. Das Erz sitzt im zersetzten Andesit rund 
um den Schlot herum; Kupferkies wiegt vor, daneben Bunt¬ 
kupferkies, Kupferglanz und sehr wenig Enargit. Nach¬ 
gewiesen sind etwa 300 000 000 t Erz mit rund 1,5% Cu. 

Eine ähnliche Lagerstätte wie die von Chuquicamata 
ist die von Copaquiro, wo rund 100 000 000 t Kupfersulfat mit 

2.5 bis 3,5% Cu von 10 bis 20 m Mächtigkeit nachgewiesen 
worden sind. Diese Grube liegt 4100 m hoch. In der Nähe 
liegt das Vorkommen von Huitinquipa, wo 25 bis 30 m 
mächtige Schichten mit Dioptas und Chrysokoll imprägniert 
sind. Aufgeschlossen sind 6 000000 t mit 3,25% Cu. 

Eine Imprägnation von Kupferglanz und gediegen Silber 
hat auf der* Grube Cristobal Colon bei Juncal, nahe der 
argentinischen Grenze, stattgefunden. 

Im Porphyrit treten die Lagerstätten verstreuten Erzes 
von San Jose de las Cuevas, lx> Aguirre, Naltagua, Potre- 
rillos und Amolanas auf. 


2 ) 

Welt. 


3 ) 


M. Hochsciiii.d : Studien über die Kupfererzeugung der 
J. Domeyko: Jeolojia. Santiago 1903. 65. 


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63 


San Jose de las Cuevas liegt auf argentinischem Gebiete, 
nahe der Trasandinobahn und fast auf der chilenischen 
Grenze. Dort ist Kupferglanz metasomatisch verteilt im 
Porphyrit, namentlich sind die großen Plagioklaseinspreng¬ 
linge verdrängt worden. 

In Lo Aguirre bei Santiago tritt im Porphyrit und 
von da aus auch im Kalk reichlicher Kupferglanz auf. 
Er ist aber nicht so gleichmäßig verteilt, wie es sonst bei 
diesen Erzen der Fall ist, sondern bildet Nester. Aufge¬ 
schlossen sind 6000 000 t Erz mit 1,75 bis 3,5°/o Cu. Be¬ 
nachbart ist Naltagua, wo Kalkbänke im Porphyrit imprä¬ 
gniert sind mit Kupferkies und Buntkupfererz. Der durch¬ 
schnittliche Kupfergehalt beträgt 4°/o Cu. 

Fein verteilter Kupferglanz in Porphyrit kommt bei 
Ladrillos bei Copiapö vor. Das Vorkommen ist noch sehr 
wenig erforscht, ebenso dasjenige von Altamira weiter nörd¬ 
lich, wo sich gleichfalls erhebliche Massen fein verteilten 
Erzes in einem Aupitporphyrit finden sollen. 

In Potrerillos bei Pueblo Hundido ist eine Quarzglimmer¬ 
porphyrmasse in Sandstein, Quarzit und Kalk eingedrungen, 
wobei besonders der Kalk metamorphosiert worden ist unter 
Neubildung von Granat, Besonders im hangenden Kontakt 
ist die Metamorphose sehr kräftig und von einer Imprä¬ 
gnierung der Sedimente mit Pyrit begleitet gewesen. Die 
hauptsächlichste Vererzung hat aber den Quarzglimmer¬ 
porphyr selbst betroffen. Die oberste Zone enthält oxydische 
Erze mit über lo/o Cu; darunter folgt eine schmale Zone 
von Oxyden und Sulfiden mit über 1% Cu, sodann Sulfide 
mit über H'o Cu. Die Grenze der Bauwürdigkeit mag rund 
200 m unter Tage liegen. Aufgeschlossen sind insgesamt 
130000000 t Erz mit l,5°/o Cu. 

In einem gangartigen QuarzporphyritVorkommen finden 
sieh bei Amolanas, südlich von Copiapö, ausgedehnte Imprä¬ 
gnationen von Kupferglanz. Allerdings ist deren Zugehörig¬ 
keit zu dem Typ der Imprägnationslagerstätten noch keines¬ 
wegs sicher; Nordenskjöld faßt sie als magmatische Aus¬ 
scheidungen auf. 

Möglichenfalls gehört zu diesem Typ auch die Lager¬ 
stätte von Natagaima in Kolumbien, wo nach Scheibe 4 ) 
Trümmer und Nester von Silber- und goldhaltigem Kupfer¬ 
glanz und etwas Buntkupferkies, Kupferkies, Fahlerz, ferner 


4 ) R, Scheibe bei Otto Bürger: Kolumbien. Leipzig 1922. 
S. 246. 


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feine Einsprengungen, Nester und auch große Massen von 
gediegenem Kupfer in Porphyriten verschiedener Art als 
auch goldhaltiger Kupferkies und Schwefelkies mit Quarz 
in den umgebenden Sedimenten auftreten. 

Kontaktlagerstätten des Kupfers sind aus der Kordillere 
erst wenig bekannt geworden. Ich nenne als solche La 
Campana bei Valparaiso, Panulcillo in Nordchile, Tintaya 
und Magistral in Peru und Payande in Kolumbien. 

Das Vorkommen von La Campana entspricht dem Lager¬ 
stättentypus von Schwarzenberg 5 ). In Panulcillo treten 
zwischen kristallinem Schiefer und Diorit auf der einen, 
Granit und Andesit auf der anderen Seite Granatfelsmassen 
auf, deren mittlere Breite bei 800 m Länge 50 m mißt, 
worin die Erze Kupferkies, Magnetkies und Schwefelkies 
senkrechte Zonen und Taschen bilden. Auch im erzbringen¬ 
den Andesit gibt es Erznester nahe am Granatfels. Der 
Kupfergehalt beträgt 5o/o. 

In Tintaya, etwa halbwegs zwischen Arequipa und 
Cuzco, tritt am Kontakt von Rhyolith und Kalk eine mit 
Hämatit und Kupfererzen imprägnierte Masse auf, worauf 
man große Hoffnungen setzt. Die Erze bestehen aus Kupfer¬ 
silikat und -karbonat, Rotkupfererz, gediegenem Kupfer, 
Kupferglanz, Buntkupfererz und Kupferkies 6 ). 

In Magistral in Nordperu haben sich längs dem Kontakt 
von Andesit und Kreidekalk Erzlinsen mit Kalktongranat, 
Kupferkies, Schwefelkies, Magnetkies und gelegentlich etwas 
Molybdänglanz gebildet, ebenso finden sich metasom itisch 
im Kalk größere Erznester. Der Kupfergehalt steigt bis 
12o/o. 

In Kolumbien sind bei Payande Einsprengungen von 
Kupferkies in kontaktmetamorphem Kalk mit Linsen von 
Magnetit vorhanden. 

Die Gold-, Silber- und Kupfergänge Chiles hat Möbicke 7 ) 
eingeteilt in: I. Gold-Kupfergänge, II. edle Silber-Kupfer¬ 
gänge, HI. edle Silbergänge mit hohem Goldgehalt, IV. Lager¬ 
stätten mit Bleiglanz, Zinkblende, Fahlerz, Enargit usw. 

Gruppe I ist an saure Gesteine gebunden, Quarz ist die 
Hauptgangart, Turmalin ist häufig vorhanden; 


5 ) Mündliche Mitteilung des Herrn Bergingenieurs Dr. A. 
Dittmann in Santiago. 

6 ) C. Basadbe, a. a. O. 

7 ) IV. Möbicke: Die Gold-, Silber- und Kupfererzlagerstätten 
in Chile. Freiburg 1897. 


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65 

Gruppe II ist an basischere Gesteine oder an zumeist 
kalkige Sedimente geknüpft. Gangarten sind Karbonate oder 
Quarz. Zeolithe treten bisweilen, Turmalin nie auf. 

Gruppe III kommt in basischen oder sauren Gesteinen vor. 

Gruppe IV tritt in Verbindung mit sauren oder inter¬ 
mediären Eruptivgesteinen auf. 

Diese Einteilung Mörickes besteht noch heute zu Recht, 
aber in den seither verflossenen 25 Jahren ist mancherlei 
beobachtet worden, woraus hervorgeht, daß alle Gruppen 
durch Übergänge miteinander verbunden sind, ebenso mit 
Gängen anderer Erze sowie, daß sich mancherlei neue Ge¬ 
sichtspunkte ergeben für die Genesis, die geographische 
Verbreitung und die praktische Beurteilung dieser Gänge. 

Die Gold-Kupfergänge gliedert Mjöricke wieder in 
eigentliche Goldlagerstätten, worin Gold dem Werte nach 
überwiegt, z. B. Guanaco, Andacollö, Inca de Oro, Cachiyuyo 
usw. und in Lagerstätten mit reichen Kupfererzen, die in 
der Regel einen sehr wechselnden Gehalt an Gold haben, 
z. B. Remolinos, Ojancos, Tamaya, Las Condes. Daß Las 
Condes nicht unter die Gangvorkommen fällt, habe ich 
vorhin schon gesagt. 

Es sind hier mehrere Typen zusammengefaßt, die sich 
bei näherer Betrachtung zweckmäßig scheiden lassen, näm¬ 
lich solche Goldkupfererzgänge, die an die Intrusivmassen 
der Andengranite und Andendiorite gebunden sind (Batho- 
lithe zum Teil) und denen Arsen und Antimon immer fehlen, 
und solche, die mit deren Ergußgesteinen verknüpft sind 
(Guanaco). Unter den Gängen im Andendiorit haben wir 
diejenigen Gänge, auf denen Kupfer nur eine ganz neben¬ 
sächliche Rollo spielt, der Goldgehalt hingegen bis in große 
Teufen reicht. Beispiele dafür'sind Inca de Oro und Cachi- 
yuyo bei Copiapö, San Cristobal bei Antofagasta, wo in 
250 m Teufe noch ein Goldgehalt von 150 g/t bekannt ist 8 ), 
Tiltil bei Santiago, Caballo Muerto bei Chanaral mit Gold¬ 
gehalt bis 200 g, Conchi bei Calama, El Espino bei Petorca, 
wo 10 bis 15 g Gold auf die Tonne mit nur l°/o Cu zusammen 
sind. Der Kupfergehalt dieser Gänge steigt selten über 
5o/o, häufig geht der Goldgehalt nur bis zu einer gewissen 
Teufe, z. B. in Caballo muerto bis 80 m, dann tritt Kupfer 
allein auf. Dieser augenscheinlich primäre Teufenunterschied 
ist auch auf anderen Lagerstätten (Inca de Oro, Paposo) 
beobachtet worden. 


*) Mitteilung des Herrn Bergingenieurs Lossen. 

Zeitscbr. d. D. Geol. Ges. 1924. 5 


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_6G 

Weiter treten im Andengranit und -diorit die eigent¬ 
lichen Kupfergänge Chiles mit gelegentlichem Goldgehalt 
auf, der in den oberen Teufen natürlich bisweilen stark 
konzentriert sein kann. Im allgemeinen gilt für diese Lager¬ 
stätten der Erfahrungssatz, daß der Goldgehalt um so 
niedriger ist, je höher der Kupfergehalt ist und umgekehrt. 
Das Gold dürfte in allen diesen Fällen dem granodioritischen 
Magma entstammen; ist es doch schon verschiedentlich in 
chilenischen und argentinischen Graniten nachgewiesen 
worden. Geographisch finden wir diese Lagerstätten außer¬ 
ordentlich verbreitet im Küstengebiete von Mittel- und Nord¬ 
chile, denn liier sind die granodioritischen Bathoiithe durch 
die Erosion bereits in beträchtlichem Umfange freigelegt 
worden. Sie fehlen aber auch nicht in Südchile (Gänge 
von Queucö bei Los Anjeles) und an der patagonischrn 
Kordillere (Goldkupfergänge von Maiten im Chubutgebiet) 
und sind wahrscheinlich im Gebiete der großen südandinen 
granodioritischen Bathoiithe noch weiter verbreitet, aber noch 
unbekannt, denn der dichte Pflanzenw r uchs des patagonischen 
Urwaldes erschwert das Schürfen ebenso sehr, wie es die 
Kahlheit der Wüsto in Nordchile erleichtert. In Peru ist 
dieser Typ dagegen sehr selten. Das hängt wohl damit 
zusammen, daß die großen granodioritischen Bathoiithe noch 
in weit höherem Maße von Sedimenten bedeckt sind, so daß 
dort nur Lagerstätten aufgeschlossen sind, die an die Ergu߬ 
formen dieses Magmas gebunden sind. In Kolumbien scheinen 
die Gänge in entsprechender geologischer Stellung, also 
im Granodiorit, als Goldsilbererzgänge ausgebildet zu sein 
und nicht mehr als Goldkupfererzgänge, denn Kupfererze, 
namentlich Kupferkies, spielen eine untergeordnete Rolle; 
dagegen treten als Haupterze neben gediegenem Gold, mit 
häufig sehr hohem Silbergehalt, goldhaltige Pyrite auf 
(Schwefelkies, Arsenkies, Magnetkies), daneben Zinkblende, 
Bleiglanz, gelegentlich auch Telluride. 

ln Kolumbien kommen sonst noch Kupferkiesgänge im 
Granit des Cerro Plateado in der Westkordillere vor, ebenso 
goldhaltige Kupferkiesgänge im Gebiete des Rio Sucio, bei¬ 
spielsweise am Rio Tiguairidö. Doch kann man sich auf 
Grund der spärlichen Daten noch kein Bild von ihrer syste¬ 
matischen Stellung machen. 

Für diese eigentlichen Kupfererzgänge mit geringem 
Goldgehalt, auf denen der Kupferkies bisweilen ganz durch 
Schwefelkies ersetzt wird, möchte ich eine Reihe von Bei¬ 
spielen kurz an führen. Die Gänge von Tamaya setzen in 


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Quarzporphyr und diesen unterlagerndem Gabbrodiorit auf. 
Auf die Zone der oxydischen Erze folget eine Zone mit 
Kupferglanz, dann eine mit goldhaltigem Buntkupfererz 
und schließlich Kupferkies und Schwefelkies. Die Gänge 
von Remolinos stecken im Amphibolgranit und Quarzdiorit. 
Auf die goldhaltige oxydische Zone mit Rotkupfererz, Kiesei¬ 
kupfer, Brochantit und Atacamit folgen in der Teufe Kupfer¬ 
kies und Eisenglanz. Der Gang Dulcinea, der bis 1100 m 
Teufe aufgeschlossen ist, sitzt im Andendiorit. Die oxydische 
Zone reicht bis 500 m unter Tage; in ihr wurden von 300 
bis 500 m hauptsächlich die sog. „bionces negros“ angefahren, 
Kupferindig und ähnliches, mit einem Kupfergehalt bis zu 
30°/o, während die primären Erze, Kupfer- und Schwefelkies, 
bis zu 8 o/o Cu haben mit wenig Gold und Silber. Der Gang 
Poderosa im Grubenbezirk von Collahuasi in Nordchile tritt 
in Quarzdiorit auf. Als Erze brechen zu oberst Chrysokoll 
und Dioptas, tiefer gesellen sich dazu Kuprit, von Tenorit 
umrandet, etwas Kupferglanz und Malachit, sodann folgt 
eine Zone mit reichlichem Kuprit, etwas Kupferglanz und 
eingesprengtem Bomit und schließlich bis zur erreichten 
Teufe von 155 m fast nur Kupferkies und Bornit mit wenig 
Rotkupfererz, Tenorit und Kupferglanz. Um nur noch einige 
weitere Beispiele anzuführen, nenne ich die Lagerstätten von 
Los Pozos, Bella Vista, Pastene, Restauradora, Ojancos, 
Patacones, Algarrobo, Morado, Moradito, Animas, Brillador, 
San Juan neben vielen anderen. Gelegentlich geht der Gold¬ 
gehalt auf diesen Gängen ganz verloren und es entstehen 
dann reine Kupfererzgänge, wie diejenigen von El Volcan 
bei Santiago, die aus dem Granodiorit, worin sie meist 
taub sind, in Porphyrit übersetzen. Hierher stelle ich auch 
die goldhaltigen Kupfergänge der Sierra de las Minas in 
Argentinien. 

Die Oxydationszone reicht bei diesen Gängen gewöhn¬ 
lich sehr tief; 100 bis 150 m sind keine Seltenheit. In ihr 
sind die wertvollen oxydischen Erze angehäuft, die oft 
ganz allein der Gegenstand eines blühenden Bergbaus waren. 

Hier möchte ich einige Beobachtungen über eine ganz 
von der Regel abweichende Ausbildung des eisernen Hutes 
anschließen, die ich an chilenischen Kupfer- und an argen¬ 
tinischen Bleisilbererzgängen gemacht habe. 

In der Sierra de la Huerta in der argentinischen Provinz 
San Juan liegt etwas oberhalb der alten Bleisilbergrube 
Yansi die Grube Dania, die zwei Gänge angeritzt hat, deren 
einer vorwiegend Zinkblende mit etwas Schwefelkies und 

5* 


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spätigern Bleiglanz führt, wahrend auf dem anderen Blei- 
glanz vorwaltet. Hier ist ,nun der eiserne Hut ersetzt 
durch eine Anhäufung von dichtem, festem Schwefel, 
daneben kommt reichlich Mangan vor. Ebenso sieht man 
gediegenen Schwefel in Masse längs den Salbändern der 
Oxydationszone; darunter tritt etwas Tetraedrir auf. Bei 
der Umwandlung der Sulfiderze ist der Gangquarz zurück¬ 
geblieben; auch sieht man im Schwefel noch kleine Putzen 
von Bleiglanz. 

In geringer Entfernung davon liegt in der Quebrada del 
Cerro Blanco die Grube Venge auf einem Gange, der im 
Gneis und Amphibolit auf setzt. Der eiserne Hut dieses 
Ganges hat folgende Beschaffenheit: an den undeutlichen 
Salbändern tritt rotes Eisenoxyd und gelber Eisenocker auf. 
Der Gang selbst ist ausgefüllt mit gediegenem, derl)em 
Schwefel und mit zerstückeltem Quarz von sehr zerfressenem 
Aussehen. T ‘ <)c* a von teilweise zersetztem, teilweise zu 
Jaspis verKieseitem Nebengestein sind häufig. Gips in 
Äderchen und vereinzelten Kristallen ist überall vorhanden. 
Zonenweise erscheint lichtbläulicher Coquimbit. In dem 1 
bis 1,5 m mächtigem Schwefel ist häufig noch Gangquarz 
eingeschlossen. Bei meinem Besuche im Jahre 1916 waren 
14 m streichende Läng© im Schwefel aufgefahren. Insgesamt 
hat man aus Dania und Veng© an 400 t gediegenen Schwefel 
herausgeholt. 

Im nordwestlichen Teile des Tontalgebirges in San 
Juan (Argentinien) tritt in der Quebrada de Alcaparrosa 
ein streichender Gang auf von 1,5 bis 2 m Mächtigkeit, 
der vollständig seiner ganzen Mächtigkeit nach angefüllt 
ist mit einem Gemisch von vorwaltendem Copiapit mit 
etwas Coquimbit und Hohmannit und etwas Schwefel. Auf 
Schlüsse in der Teufe sind nicht vorhanden. 

Bei Tierra Amarilla, südöstlich von Copiapö, tritt ein 
schon von J. Domeyko erwähnter Gang auf, der mit Copiapit 
Fibroferrit, Kupfervitriol und Zinksulfat (Goslarit) gefüllt 
ist. Nach Sundt 9 ) tritt mitten in diesen Sulfatsalzen eint; 
Vs m mächtige Zone von gediegenem Schwefel auf, einige 
Meter darunter Schwefelkies und Kupferkies. 

Südlich von Cerritos Bayos bei Calama tritt eine Reihe 
von Gängen auf, deren Ausfüllung aus Copiapit mit etwa* 
Coquimbit besteht. 


9 ) L. Sundt: Estudios jeolöjicos i topogräficos del Desierto 
i Puna de Atacama. Bd. I, S. 200. Santiago de Chile 1909. 


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Das Vorkommen von gediegenem Schwefel ira eisernen 
Hute sulfidischer Erzgänge ist schon öfter beobachtet worden, 
aber mir ist nur ein einziges Beispiel bekannt, wo er in 
so beträchtlichen Mengen auftritt wie auf den Gruben 
Dania und Venge in der Sierra de la Huerta, nämlich; die 
Horn Silver Mine in Utah. Nach Vogt bildet sich der 
Schwefel durch die Reaktion verschiedener Sulfide mit 
Eisenchlorid. Der normale Vorgang ist ja, daß bei der 
Oxydation des Schwefelkieses Säure und Eiscnsulfate ge¬ 
bildet werden, die zumeist von den Sickerwässern fort¬ 
gespült werden, so daß nur etwas Eisenoxyd zurückbleibt. 
Im Trockenklima ist dagegen die Möglichkeit der Erhaltung 
der verschiedenen Sulfate und des Schwefels gegeben. 

Schwefel als Zersetzungsrückstand von Sulfiden, nament¬ 
lich von Enargit, ist auch von den Enargitgängen der 
Sierra de Famatina bekannt, die in dieser Beziehung an 
die Enargitlagerstätte von Bor in Serbiei cf ‘mert. wo der 
Schwefel im eisernen Hute gleichfalls au? Euu T git hervor¬ 
gegangen ist und nicht, wie sonst häufig genug auf Sulfid¬ 
lagerstätten, spärlich, sondern in Massen auftritt 

Praktisch ergibt sich hieraus der Satz: In Trocken¬ 
gebieten sind Gangausstriche, mit Eisensulfaten (Copiapit, 
Coquiinbit, Hohmannit, Fibrofcrrit) oder gediegenem Schwefel, 
der sich nicht als Solfatarenabsatz erklären läßt, oder mit 
beiden zusammen, verdächtig, die Ausstriche sulfidischer 
Erzgänge zu sein. 

Den Cerro de Guanaco reiht Möricke auch unter seine 
Goldkupfergänge ein. Er enthält in den oberen 60 m Gold 
in Quarz und Schwerspat als Gangart, darunter Enargit. 
Es scheint mir zweckmäßig, das Hauptgewicht auf das Vor¬ 
kommen des Enargits zu legen und derartige Lagerstätten 
als Enargitgänge auszuscheiden, sowie es Stelzner-Bergeat 
tun. Es ist schon Stelzner aufgefallen, daß der Enargit 
eine ganz besondere Stellung einnimmt, und er hat für diese 
Art Lagerstätten einmal den Ausdruck „vulkanische Kupfer¬ 
lagerstätten“ 10 ) gebraucht. 

Die Enargitgänge haben zwei Hauptmerkmale: 1. sie 
sind ausschließlich an ziemlich saure Eruptivgesteine ge¬ 
bunden, und 2. sie treten als Lagerstätten fast nur in der 
Umrandung des Stillen Ozeans auf, außer Otavi und Bor. 

Eine kurze Übersicht ergibt folgendes: an Andesit 
gebunden sind die Enargitgänge von Vacas Heladas, Rio 

I0 ) Stelzner : Beiträge zur Geologie und Paläontologie der 
Argentinischen Republik. I, S. 216. Kassel und Berlin, 1885. 


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70 


Seco, Las Hediondas in Chile und die von El Toro, Moro- 
eocha und Quiruvilca in Peru, von Bor in Serbien, an 
Dazit die Gänge der Mejicana im Famatinagebirge Argen¬ 
tiniens 11 ), Guanaco in Chile, Morooocha in Peru. 
Gilpin in Colorado, an Trachyt der Cerro Blanco 
in Chile und das Vorkommen auf der Philippinen¬ 
insel Luzön, an Liparit La Ooipa in Chile, an Rhyolith 
der Cerro de Paseo in Peru, Summit in Colorado, Tintic 
in Utah, an Granit oder Monzonit Bingham in Utah und 
Butte in Montana. Gilpin, Summit und Bingham sind nicht 
als Energitgange zu rechnen. 

Den goldführenden Kupfergängen gegenüber sind diese 
Gänge dadurch ausgezeichnet, daß Arsenverbindungen immer 
auftreten (Enargit, häufig Mißpickel), Antimon Verbindungen 
häufig (Famatinit, Tennantit). Sonst überwiegen bald mehr 
die Kupfererze, bald die Bleisilbererze, abgesehen vom 
Enargit. 

Auf den Gängen des Famatina in Argentinien, den 
Lagerstättengruppen Mejicana und Los Bayos, treten in 
den oberen Teufen gediegenes Gold und Silber und die 
edlen Silbererze auf, darunter Enargit, Famatinit, etwas 
Gold in Quarz und Schwerspat. Der Enargit weicht all¬ 
mählich dem Schwefelkies und dem selteneren Kupferkies. 
Mißpicke 1 tritt auf diesen Gängen reichlich auf. Alle diese 
Erze sind goldhaltig. Erzbringer sind Andesit und Dazit, 

Ähnlich ist die Erzverteilung auf den Enargitgängen 
von Quiruvilca, El Toro, Cerro de Paseo und Morococha 
in Peru, wo zum Teil noch die Fahlerze imd gelegentlich 
Buntkupfererz hinzutreten, von Guanaco in Nordchile, vom 
Gange Margarita in Capillitas in Argentinien und von Man- 
cayan auf Luzön. 

Die Gänge von Quiruvilca zerfallen in drei Gruppen: 
Die südlichen sind Silbergänge mit quarziger Gangart, die 
nördlichen Silberkupfererzgänge mit Enargit in quarziger 
Gangart und die nordwestlichen sind Silbererzgänge mit 
barytischer Gangart. Auf den Enargitgängen (Morococha, 
Elvira, Almiranta usw.) tritt der Enargit zumeist in massiger, 
seltener in zonarer Verwachsung mit Schwefelkies auf. 
Auf anderen Gängen bricht häufig Mißpickel ein, und es 
scheint, daß sich diese beiden Mineralien ersetzen. Neben 


n ) Stelz x er erwähnt a. a. 0. S. 226 auch Enargit aus den 
goldhaltigen Pyritgängen von Guachi, Prov. San Juan, Argen¬ 
tinien. 


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71 

diesem primären Enargit kommt hier noch ein sekundärer 
vor in großen Kristallen, der die normale Riefung und 
Streifung der Enargitkristalle vermissen läßt und durch 
kleine überkrustende Kupferglanzkristalle ein rauhes Aus¬ 
sehen erhält. Die gleiche Erscheinung beschreibt Lazarevic 
von Bor, und es dürfte sich hier wie dort um regenerierten 
Enargit handeln. Fahlerzc sind häufig, und ebenso tritt 
Enargit mit Schwefelkies und Fahlerzen auf den Gängen 
von El Toro auf. 

In Cerro de Paseo und Morocoeha tritt der Enargit 
in ähnlicher Weise zusammen mit Pyriten und Fahlerzen 
auf, und in Morocoeha bemerkt man ebenso wie in Quiru- 
vilca einen Übergang von den Enargit führenden Kupfer¬ 
gängen der zentralen Zone zu den Silberkupfergängen von 
Alpamina. 

Im Guanaoo tritt unter der Zone mit Quarz, Freigold 
und Kupfersilikaten und -karbonaten eine sehr bedeutende 
Enargitzone auf, die beispielsweise auf dem Gange Sileeia 
von 60 bis 172 m reicht und da in Pyrite übergeht. Ge¬ 
legentlich tritt in der Enargitmasse gediegenes Kupfer auf, 
das ich auch noch in etwa 170 m Teufe reichlich am 
Salbande neben dem Enargit beobachten konnte. Es ist 
wohl ohne weiteres klar, daß es aus absteigenden Lösungen 
durch die Einwirkung der Sulfide ausgefällt worden ist. 

Für diejenigen Enargitgänge, auf denen auch Bleisilber¬ 
erze brechen, kann die Lagerstätte La Coipa 12 ) in der 
Hochkordillere Nordchiles als bezeichnend gelten. In der 
Oxydationszone treten gediegenes Silber und Chlorsilber 
auf, darunter Silberglanz, Tetraedrit und Tennantit, ge¬ 
legentlich etwas Zinnober, noch tiefer Mißpickei und Kupfer¬ 
kies, w r orin das Antimonkupfer (Famatinit) und etwas 
Realgar Vorkommen, und schließlich folgt Enargit. Ein 
gewisser Goldgehalt ist auch hier vorhanden, w T ahrend er 
sonst dieser Gruppe meist fehlt. Hierher gehören die 
Lagerstätten von Vacas Heladas, Rio Seco, Las Hediondas 
und Cerro Blanco in Chile, die schon den Übergang zu den 
Silberlagerstätten bilden. 

Als Merkwürdigkeit sei das Vorkommen des Enargits 
auf den Kupferwolframgängen von Mundo Nuevo in Nord¬ 
peru erwähnt. 


12 ) Francisco J. San Roman: Estudios jeolöjicos i minera- 
löjicos del Desierto i Oordillera de Atacama. Bd. II S. 323. 
Santiago de Chile, 1911. 


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72 


Da Enargit sonst schon ist und lagerstättenbildend 
eigentlich nur noch von Bor in Serbien und Otavi in 
Südwestfarika bekannt ist, so ist sein häufiges und massen¬ 
haftes Auftreten in den Gebirgen um den Stillen Ozean 
herum rätselhaft, man müßte denn annehmen, daß diese 
Mineralbildung gerade den Magmen vom pazifischen Typ 
eigentümlich sei. In der Tat ist auch die Lagerstätte von 
Bor an Granodiorit gebunden. 

Im allgemeinen dürfte der Enargit auf diesen Lager¬ 
stätten primär sein, obwohl er sich auch aus absteigenden 
alkalinischen Lösungen unter Verdrängung von Schwefel¬ 
kies gebildet haben kann. Darüber kann nur eine mikro¬ 
skopische Untersuchung der Erze Aufschluß geben, die ich 
bisher noch nicht ausführen konnte. 

An saure E r g u ß gesteinc gebunden sind die Kupfer¬ 
erzgänge mit mehr oder weniger hohem Silbergehalt, selten 
mit Goldgehalt. Das Silber steckt zumeist in den Fahlerzen, 
doch brechen häufig auch Bleierze und Zinkblende. Arsen - 
Verbindungen sind häufig in der Form des Mißpickeis. 
Derartige Lagerstätten finden sich besonders in Mitte 1- 
chile und in Peru. Als Beispiele seien angeführt die Kupfer¬ 
silbergänge von Remolinos bei Los Andes, von La Nipita, 
San Antonio, San Francisco und Las Coimas bei Putaendo, 
von Las Mercedes bei Oabildo in Mittelchile und diejenigen 
von Sayapuilo, Quiruvilca, Punre, Colquijirca, Alpannna, 
Huinac, Anticona, Pacacocha, Casapalca und viele andere 
in Peru. Gelegentlich tritt an Stelle des Silbergehaltes ein 
hoher Goldgehalt, wie bei den an Andesit gebundenen 
Kupfergängen von Rosario bei Putaendo in Chile. 

Diesen Gängen schließt sich endlich Mörickes edle 
Silber-Kupfererzformation an: Gänge, die in basischen Ge¬ 
steinen (Diabasen, Augitandcsiten, Augitporphyriten) oder 
in Sedimenten aufsetzen. Hierher gehören die berühmten 
Ganggebiete von Chanarcillo, Ladrillos, Tres Puntas, Cara- 
coles. 

Die Geologie dieser Gänge ist so allgemein bekannt, 
daß selbst eine kurze Schilderung unnötig ist. Ich möchte 
deshalb nur auf einige Punkte aufmerksam machen, die 
mir von Wichtigkeit zu sein scheinen. 

Betrachten wir zunächst schematisch Nebengestein und 
Vererzung der Gänge von Ladrillos, so sehen wir zu oberst 
tonige Kalksteine bis etwa 430 m Teufe. In der Oxydation« - 
zone liegen im Kalkspat als Gangart gediegenes Silber. 
Chlorsilbcr und Bromsilber, in der Zementationszolle in 


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73 


quarziger Gangart Silberglanz., Rotgüldigerz, Polybasit, 
darunter tritt gediegenes Arsen dazu. Noch tiefer folgen 
in quarzig-toniger Gangart Pyrite und endlich im Granodiorit 
Kupfererze. Ebenso haben diejenigen Gruben von Checo 
de Cobre, die im geschichteten Kalk liegen, edle Silber¬ 
erze geliefert, diejenigen im kristallinen Gestein, das darunter 
liegt, Kupfererze. Im Huantajaya bei Iquique liegt unter 
dem Kalk quarzhaltiger Diabasporphyrit, darunter Anden- 
diorii. Im Kalk führen die Gänge Silber- und Bleierze, 
besonders Chlorsilber und Bleispat, im kristallinen Gestein 
vertauben sie. Auch in Caracoles pflegen die Gänge mit 
zunehmender Tiefe zu vertauben, auf dem Gange Deseada 
wurden aber in 400 m Teufe im Porphyr verstreute Erze 
von Pyrit und Kupferkies mit etwas Blende und Bleiglanz 
gefunden. Bei diesen Lagerstätten der edlen Silberkupfer - 
erzfonnation muß man also damit rechnen, daß die Gänge, 
sofern sie im liegenden Granodiorit überhaupt noch Erz 
führen, in reine Kupfererzgängc übergehen. 

Einen interessanten Beleg dafür bietet auch eine alte 
Beobachtung von J. Domeyko aus dem Lagerstättenbezirk 
von Agua Amarga 13 ). Die Grube Aris hat dort in geschickte- 
teil Gesteinen noch Hornsilber angetroffen. In der Verlänge¬ 
rung des Ganges, auf dem sie baute, setzt ein Gang im 
Andengranit auf, der weder die Gangart noch die Erze 
der Silbergänge hat, sondern in quarziger Gangart Kupfer¬ 
karbonat und -Silikat mit Eisenglimmer, so wie ©3 die 
Kupfergänge an der Küste ihaben. 

Schon Domeyko hat auf die Tatsache aufmerksam 
gemacht, daß die Lagerstätten der edlen Silberkupfererz- 
formation niemals westlich von dem Erosionsrande gefunden 
werden, der die mesozoischen .Sedimente (einschließlich der 
geschichteten Pürphyritkonglomerate und Breccien) von 
dem unter lagernden Granodiorit trennt; die großen Vor¬ 
kommen von Tres Puntas, Ladrillos, Cabeza de Vaea, 
Romero, Chanarcillo, Agua Amarga usw. liegen sogar un¬ 
mittelbar an diesem Erosionsrande. Es ist auffällig, daß 
diese wichtige Tatsache in der Literatur niemals mehr 
erwähnt worden ist, da sie doch geeignet ist, einen Leitfaden 
abzugeben für die Aufsuchung neuer derartiger Lagerstätten, 
die w r ohl noch vorhanden sein könnten in dem unerforschten 
Gebiete zwischen Cachinal und Caracoles, einer wasserlosen 
und äußerst unwirtlichen Wüste, wo in der Sierra de 


13 ) J. Domeyko: Jeolojia. Santiago 1903. S. 253. 


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Palestina bereits, wie es scheint, ausgedehnte Gangzüge 
mit Bleisilbererzen entdeckt, aber wegen der Wildheit der 
Gegend noch nicht näher erforscht worden sind. 

Auch hier bietet sich wieder eine Gelegenheit, auf eine 
ungewöhnliche Ausbildung des eisernen Hutes einzugehen, 
nämlich auf die gieße Menge von Chlor-, Brom- und Jod¬ 
silber 14 ). In den Lehrbüchern findet man als Erklärung 
dafür gewöhnlich zwei Theorien angeführt: die einer ehe¬ 
maligen Meeresbedeckung und diejenige von Ochsenius, 
die einen Laugeneinbruch in idie Lagerstätten anniramfc. 
Beide sind unhaltbar. Für !die letztere ist gar kein Anhalt 
da. Prüfen wir nun die Möglichkeit einer Meeresbedeckung 
an einzelnen Beispielen! Chanarciilo liegt 1811 m hoch und 
(50 km vom Meere entfernt. Das ist die Entfernung Stettins 
von der Ostseeküste. Caraeoles liegt 2900 m hoch und 
150 km vom Meere oder soweit wie Küstrin von der Ost¬ 
see. Ladrillos liegt in 1175 m 70 km vom Meere, Paatos 
Redondos in 3320 m 130 km, La Coipa 3700 m hoch, 155 km 
vom Meere entfernt. Die Vorkommen dieser Silbererze liegen 
auf der argentinischen Seite, auf dem Paramillo de Uspallata, 
in 2300 m Höhe 930 km vom Atlantischen, 220 km vom 
Stillen Ozean entfernt und im Famatinagebirge in Höhen von 
fast 5000 m weit über 1000 km von der Küste ab. Obwohl 
wir außerordentlich kräftige epirogenetische Bewegungen 
recht jungen Alters in der Kordillere haben, so genügt doch 
eine auch nur kurze morphologische Betrachtung der geo¬ 
logischen Verhältnisse jener Gebiete, um zu zeigen, daß 
derartige Niveauschwankungen und derartige Transgressi- 
onen, wie wir sie hier nach der Theorie der Meeresbedeckung 
auf Grund obiger Höhen- und Entfernungszahlen fordern 
müßten, ganz ausgeschlossen sind. Wir brauchen sie auch 
nicht. Von unseren mitteleuropäischen Verhältnissen aus¬ 
gehend, sind wir es gewohnt, bei der Lagerstätten Verwitte¬ 
rung und der Herausbildung sekundärer Teufonunterscliiede 
reichlicher Wasserzufuhr eine große Rolle zuzuweisen. Alle 
Gebiete, worin solche Erze, wie Chlor-, Brom-, Jodsilber, 
Atacamit und Bnochantit, Kröhnkit, Kupfer- und Zink Vitriol, 
Copiapit, Hohmannit, Coquimbit, Fibroferrit und gediegener 
Schwefel als Verwitterungsrückstand sulfidischer Erze lager¬ 
stättenbildend auf treten, liegen in Wüstengebieten. In 
Wüstengebieten sind aber die spärlichen Sickerwässer außer- 

14 ) Vgl. Fr. A. Moesta: Über das Vorkommen der Chlor-, 
Broin- und Jodverbindunuen des Silbers in der Natur. Marburg^ 
1869. 


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ordentlich stark mit allen möglichen Salzen beladen, so daß 
die chemische Verwitterung in hohem Grade wirksam ist. 
Diese geringe 15 ), aber so außergewöhnlich aktive Sicker¬ 
wassermenge zieht noch einen weiteren Umstand nach sich: 
Während reichliche Sieker wassermengen auf Erzlagerstätten 
die Oxydationszone auslaugen, die Metalle in Lösung in 
die Teufe oder überhaupt ganz wegführen imd nur den 
eisernen Hut zurücklassen, ist die spärliche, aber chemisch 
viel stärker wirksame Sickerwassermenge auf Erzlager¬ 
stätten in der Wüste meist nicht imstande, große Metall¬ 
mengen in Lösung wegzuführen, sondern sie wandelt die 
primären Mineralien chemisch um, läßt sie aber vielfach 
an Ort und Stelle, so daß dadurch Oxydationszonen von 
auffälligem Reichtum und gioßer Teufenausdehnung (auf 
der Dulcinea bei Copiapö beispielsweise bis 500 m Teufe) 
entstehen können 16 ). 

Durch die Spärlichkeit der lösenden Wassermenge 
erklärt sich auch leicht die Tatsache, daß die Grenze 
zwischen Oxydations- und Zementationszone häufig sehr 
verschwommen ist und nicht selten im eisernen Hut noch 
größere Partien primären Erzes anzutreffen sind. Auf Grund 
der verhältnismäßig geringen Auslaugung der Oxydations¬ 
zone kann man für Erzlagerstätten im Wüstengebiete den 
Satz aufstellen: reiches Erz im eisernen Hut pflegt ein 
gutes Anzeichen für reiches Erz in der Teufe zu sein. 
Diese Regel hat natürlich auch ihre Ausnahmen. 

Suchen wir nun auf Grund dieser Erwägungen die 
Entstehung des Chlor-, Brom- und Jodsilbers zu ergründen. 
Alle Wässer der Wüsten- und Steppengebiete sind in hohem 
Maße mit Chlornatrium und Chlormagnesium beladen. Hier 


15 ) Gruben wie Tres Puntas fand ich bei meinem Besuche 
staubtrocken. 

16 ) Die untere Grenze der Oxydationszone pflegt auf Erz¬ 
gängen der Trockengebiete oft äußerst unregelmäßig zu ver¬ 
laufen ; so beobachtete ich auf den Kupfergängen von Punta 
del Cobre bei Copiapö, daß stellenweise primäres Erz noch fast an der 
Oberfläche anstand, während es an anderen Stellen erst 150m 
unter Tage auftrat. Die folgenden Zahlen mögen kurz die 
Tiefe der primären Zone auf einigen Kupfcrlagerstätten der 
Atacamawüste angeben: Puquios 220m, El Morado 100m, Al- 
garrobito 130 m, Inca de Oro 130 m, El Desierto 130 m, Rincön 
de Bodega 115 m, Patacones 50 m, Ojancos 100 m, Restauradom 
150 m, Pastene 85 m, Bella Vista 100 m. Unregelmäßig ist auch 
die Grenze zwischen Oxydations- und Zementationszone. Auf 
der Grube Bolaco Nuevo in Chafiarcillo wurde im Jahre 1920 
noch in 600 m Teufe gediegenes Silber gefunden. 


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hätten wir ohne weiteres die Quelle für die Chlorsiiber- 
bildung. Brom- und Jodsilber kommen aber — abgesehen 
von Orten, wo sie nur als mineralogische Seltenheiten auf- 
treten — fast nur in der Atacamawüste vor, und dort sind 
gleichzeitig die großen Salpeterlagerstätten, deren Brorn- 
und Jodgehalt bekannt ist. 

So enthält die eine Schicht der Salpeterlagerstätten, die 
sogenannten „chuca“ bis 0,25 <Vo, die „costra“ 0,1 °/o Natrium- 
jodat, der Lautarit, d. i. der jodsaure Kalk, bis 0,2<>/o Jod. 
Ochsenics erwähnt Natriumbromat aus den Salpeterlagern, 
deren unterste Schicht nicht selten Jodsäure und Phosphor¬ 
säure enthält, letztere bis fast l°/o. Hieraus dürfte viel¬ 
leicht der geringe Phosphorgehalt der meisten Kupfererze 
der Atacamawüste abzuleiten sein, den Platner 17 ) in ihnen 
durch zahlreiche Analysen nachgewiesen hat. Dieser Brom- 
und Jodgehalt entstammt den Vulkanen der Hochkordiüere, 
an deren Flanken sich, bisweilen in ganz beträchtlicher 
Höhe, kleine Salpeter Vorkommen befinden, wie z. B. am 
Vulkan von Copiapö. Hier können sich die Sickerwässer 
mit Jod und Brom beladen und, wenn sie auf ihrem Wege 
Lagerstätten mit Silbererzen antreffen, die Bildung von 
Jodsilber und Bromsilber veranlassen. Diese Erklärung 
dürfte auch für manche Orte außerhalb der Ataeainawüste 
stichhaltig sein, weil sich Salpeter, Jod, Brom und erst 
recht Chlor gelegentlich auch dort dauernd oder zeitweilig 
in freilich meist geringen Mengen gebildet haben kann. 
Ich erinnere an die kleinen Salpetervorkommen der Bor- 
borema, dem trockenen Inneren der Staaten Cearä, Rio 
Grande do Norte, Parahyla und Pernambuco in Nordost¬ 
brasilien, an die kürzliche Entdeckung geringer Salpeter- 
mengeii im Gebirge von Cordoba in Argentinien. 

Hinzu kommt noch, daß das übermäßig trockene Klima 
der in Rede stehenden Gebiete die Erhaltung aller dieser 
Mineralien, die anderswo höchste Seltenheiten sind, außer¬ 
ordentlich begünstigt. Je mehr neuerdings in den Trocken¬ 
gebieten auf diese Mineralien geachtet wird, desto häufiger 
werden sie entdeckt. So dürfte sich wohl bei näherer Nach¬ 
prüfung ein guter Teil der von argentinischen Kupfer¬ 
lagerstätten erwähnten Malachite als Atacamit herausstellen. 

Ältere Forscher, wie Domeyko und Lastabria 1 *), haben 
in der Ivordillere eine Anordnung der verschiedenen Gruppen 
von Lagerstätten in Längszonen angenommen, die später 

17 ) Mündliche Mitteilung. 

1Ji ) AY. Lastakhia: L’industrie miniere au Chili. Paris 1890. 


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bestritten wurde. Bis zu einem gewissen Grade stimmt 
das doch, insofern nämlich, als der Bau der Kordiliere ja 
zonar ist. Wir haben, schematisch gesprochen, im Westen 
die Küstenkordillere, nach Osten folgend die aus der andinen 
Geosynklinale hervorgegangene Hochkordillere, danach die 
angegliederten Reste der herzynischen Vorkordillere und 
endlich ganz im Osten, zum Teil angegliedert, zum Teil 
die selbständigen pampinen Sierren bildend, die Reste der 
kaledonischen Kordiliere. Die großen andengranitischen 
Batholithe sind nun ganz besonders in die Fuge zwischen 
Küstenkordillere und Hochkordillere eingedrungen und hier 
zum guten Teil durch die Abtragung bloßgelegt, daher 
sehen wir hier die reinen Goldquarzgänge, die Goldsilber¬ 
gänge Kolumbiens, die goldhaltigen Kupfererzgänge, die 
eine lange Zone im Westen bilden. In der patagonischen 
Kordiliere sind diese Batholithe auch bloßgelegt. Die späte 
und spärliche Besiedelung sowie der dichte Urwald haben 
aber die Untersuchung auf Lagerstätten noch hintangehalten. 
Wo Kupferlagerstätten schon bekannt geworden sind, 
scheinen sie durchaus den entsprechenden Typen in gleich¬ 
artiger geologischer Stellung in den nördlicheren Teilen 
zuzugehören. Auch auf der Ostseite, in der Vorkordillere, 
sind die granodioritischen Batholithe zum Teil schon ent¬ 
blößt, und wo wir dort Kupferlagerstätten finden, lassen 
sie sich in die entsprechenden Gruppen des Westens ein¬ 
reihen. Es wurde schon erwähnt, daß auch die gold¬ 
haltigen Kupfererzgänge der Sierra de las Minas in Argen¬ 
tinien hierher gehören dürften. Freilich handelt es sich 
dort um sehr alte Batholithe. Eine sichere Einreihung 
der dortigen Gänge können wir erst dann vornehmen, wenn 
ihr Alter zweifellos klargeetellt ist. In der andinen Geo¬ 
synklinale dagegen liegen die Batholithe zumeist noch tief 
unter den Sedimenten begraben. Diese sind durchbrochen 
von den verschiedensten Effusivformen der granodioritischen 
Magmen, und dementsprechend sind die Typen der Lager¬ 
stätten, die daran geknüpft sind, verschieden. Dem Magma 
noch am nächsten dürften die edlen Silberkupfererzgänge sein, 
denen die Kupfererzgänge mit mehr oder weniger reichem 
Silbergehalt und als magmafernste die Enargitgänge folgen. 

Die Kupferlagerstätten mit verstreutem armem Erz 
sind dagegen als Imprägnationen an Zerrüttungszonen ge¬ 
bunden und daher unabhängiger von den großen tektonischen 
Einheiten der Kordilleren. 


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3. Beiträge zur tektonischen Deutung der Kluft¬ 
systeme im sächsischen Quadergebirge. 

Von Herrn Hermann Foerster in Leipzig. 

(Mit 5 Textabbildungen.) 

Inhalt. Seile 

I. Allgemeines . 79 

II. Erweiterung der Lose zu Klüften. 82 

1. Mechanische Lockerung durch AVasser. 83 

2. Chemische Verwitterung. 84 

3. Spaltenfrost. 85 

4. AVind, Insolation, Temperaturunterschiede, Neigung 

auf nachgebender Unterlage. 86 

6. Wirkungen der \ r egetation. 86 

HI. Einfluß aus früheren geologischen Perioden. 86 

IV. Die Kluftsysteme . 87 

A) Das Lausitzer System. 88 

a) Elbtalgebirgische Hauptrichtung. 88 

b) Abgelenkte Richtungen. 93 

1. AVildsteiner Richtung. 93 

2. Sternberger Richtung . 95 

3. AVolfsberger Richtung. 95 

B) Das Erzgebirgische System. 99 

a) Frauenstein—Dippoldiswaldaer Hauptriclitung . 99 

b) Abgelenkte Kamnitzer Richtung.101 

V. Die Tektonik der sächsischen Kreide.101 

a) Hebung des Erzgebirges, Absinken der Kreide¬ 
mulde, Entstehung des Lausitzer Kluftsystems . 102 

b) Die Entstehung des erzgebirgischen Systems . . 105 

VT. Der Granit und die Rückfaltung.107 

VTL Das Grundgebirge. 110 

VIII. Ergebnis.113 

Literaturnachwei s. 

Beck: Über die korradierende AVirkung des AVindes im Gebiete 
des Quadersandsteines der Sächsischen Schweiz. Zeitschr. 
d. Deutsch. Geol. Ges., 1894. 

Beck: Über Litoralbildungen in der Sächsischen Kreide. 
Bbyeb: Alaun und Gips als Mineralneubildungen und als Ur¬ 
sachen der chemischen A r erwitterung in den Quadersand¬ 
steinen des sächsischen Kreidegebietes. Zeitschr. d. Deutsch. 
Geol. Ges., 1911. 

Hettner: Gebirgsbau und Oberflächengestaltung der Sächsischen 
Schweiz. Stuttgart 1887. 


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79 


Kossmat: Die mediterranen Kettengebirge in ihrer Beziehung 
zum Gleichgewichtszustände der Erdrinde. Abhandlg. d. 
math.-phys. Klasse d. Sachs. Akad. d. >Wiss., Bd. XXXVIII. 

Obst : Die Oberflächengestaltung der schlesisch-böhmischen Kreide¬ 
ablagerungen. Mitteil. d. Geograph. Ges. in Hamburg 1909. 

Pietzsch: Das Elbtalschiefergebiet südöstlich von Pirna. Zeitschr. 
d. Deutsch. Geol. Ges., 1917. 


Scupix : Über sudetische prätertiäre Junge Krustenbewegungen 
und die Verteilung von Wasser und Land zur Kreidezeit 
in der Umgebung der Sudeten und des Erzgebirges. Zeit¬ 
schrift f. Naturwiss., 1910. 

vox Staff: Die Geomorphogenie und Tektonik des Gebietes der 
Lausitzer Überschiebung. Geol. u. pal. Abhandlungen, X. F. 
Bd. 13, Heft 2. 

Dazu: Geologische Karte von Sachsen 1:25 000 
Blatt Pirna 
„ Königstein 
„ Sebnitz 
„ Hinterhermsdorf 
„ Bosenthal 
„ Großer Winterberg 


mit Erläuterungen 


I. Allgemeines. 

Im Gebiete der sächsischen Kreidetafel treten eigen¬ 
tümliche Kluftsysteme zutage, welche sowohl in ihrem 
Streichen wie in ihrem Fallen einen auffälligen Parallelis¬ 
mus betätigen; schon Gütbier widmet in seinen „Geo- 
gnostischen Skizzen“ diesem Klüftungsphänomen ein be¬ 
sonderes Kapitel. Selbstverständlich kann dieser Parallelis¬ 
mus kein starrer, streng geometrischer sein, sondern es 
kommen oft Abweichungen von der Hauptrichtung vor; 
dieselben sind jedoch nur von untergeordneter lokaler Be¬ 
deutung und können das herrschende Prinzip in keiner 
Weise beeinflussen. 

Im allgemeinen ist das Streichen der Klüfte auf weite 
Entfernungen hin durchaus in dem gleichen Sinne orien¬ 
tiert; Abweichungen von der Hauptrichtung finden in be¬ 
sonders charakteristisch ausgeprägten Gebieten kaum statt, 
höchstens um etwa ±5°. 

Die Gesetzmäßigkeit im Verlauf der Klüfte schließt 
deren Deutung als Schrumpfungsrisse, wie es früher ge¬ 
schehen ist, von vornherein aus. Da die Klüfte außerdem 
einheitlich im Streichen und Fallen mächtige Schiehtpakete 
durchsetzen, kommen für ihre Entstehung nur tektonische 
Kräfte in Frage, worauf auch Beck bei der geologischen 
Aufnahme des Gebietes hingewiesen hat, der zwei senk¬ 
recht sich schneidende Kluftsysteme unterscheidet, ein nord¬ 
östlich und ein nordwestlich streichendes. 


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80 


Größere Abweichungen haben ihren Grund in meist | 
klar erkennbaren Umstanden, z. B. in einer lokalen Ände- | 
rung der richtunggebenden tektonischen Kräfte, wodurch 
die Klüfte in ihrem Streichen gewissermaßen unsicher wer- ' 
den, oder in einer Interferenz durch ein anderes Kluft¬ 
system, oder in einem Abdrücken durch aufquellende 
Magmen. 

Untergeordneter erfolgte die Anlage von Klüften nicht¬ 
tektonischer Natur schon bei der Sedimentation durch Nach¬ 
sacken, ungleichmäßiges Austrocknen, durch petro- 
graphische Faziesänderung oder sonstige lokale Umstände. 
Wurden solche Fugen später freigelegt oder von der Erosion 
erweitert, so entstanden sogenannte „Wilde Klüfte“, welche 
von den echten tektonischen Klüften wohl zu unter¬ 
scheiden sind. 

Vorherrschend sind seigere Klüfte, welche sowohl durch 
die turonen, wie durch die cenomanen Quaderbänke unge¬ 
hindert hindurchsetzen. Jedoch trifft man auch Klüfte, 
welche plötzlich an einer Schichtfuge ihren Fallwinkel 
ändern, um nun in der neuen Richtung das Liegende weiter¬ 
hin zu durchsetzen oder aber, um an einer tiefer ge¬ 
legenen Schichtfuge wieder die alte Fallrichtung aufzu¬ 
nehmen. Es kommt auch vor, daß sieh eine Kluft in 
mehrere sekundäre Klüfte zerschlägt, welche nach einiger 
Zeit des Divergiere ns entweder eine untereinander parallele 
Richtung einnehmen oder sich wieder zu der ursprüng¬ 
lichen Richtung vereinigen. Wellenförmige, listrischc Ab- 
scherungsflächcn sind seltener zu beobachten. 

Der Zweck der vorliegenden Arbeit ist, die Beziehun¬ 
gen der Kluftsysteme zur Tektonik der Sächsischen Schweiz 
zu untersuchen. Es mußte daher zunächst eine eingehende 
Aufnahme möglichst vieler, und vor allem möglichst charak¬ 
teristischer Klüfte erfolgen. Eine Messung sämtlicher 
Klüfte überhaupt ist unmöglich; denn ein großer Teil der¬ 
selben ist von Blockwerk überrollt oder von dicken Humus¬ 
schichten bedeckt oder befindet sich an unzugänglichen 
Stellen, ganz abgesehen davon, daß wir tatsächlich nur 
einen verhältnismäßig kleinen Teil aller Klüfte überhaupt 
kartierend verfolgen können. 

Die Messungen wurden im allgemeinen dort vor¬ 
genommen, wo sich die Klüfte auf weite Entfernungen 
hin gut verfolgen lassen; am geeignetsten hierzu sind 
vegetationslose Felsvorsprünge und Rodeland auf den Höhen 
von Wänden; aber auch größere Höhlen und Felsüberhänge. 


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81 


die quer von Klüften durchsetzt werden, lieferten gute 
Ergebnisse. Am Fuße freistehender Wände wurden Messun¬ 
gen im allgemeinen vermieden; durch Einwirkung von 
Spaltenfrost, Erosion und anderen geologischen Faktoren 
können hier leicht Absprengungen entstehen, welche zu 
Irrtümern Veranlassung geben; insbesondere besteht diese 
Gefahr dort, wo sogenannte „Wilde Klüfte“ auftreten oder 
wo durch nachträgliche Rutschungen eine Schiefstellung der 
Wand erfolgt ist. Unbedenklich ist dagegen das Messen 
freier Wände dort, wo dieselben als Begrenzung von 
Kesseln auf größere Entfernung staffelförmig hintereinander 
in gleicher Richtung abbrechen, so daß auf diese Weise 
eine einheitliche Linie gegeben ist. Auch Messungen in 
engen, unübersichtlichen Schluchten können zu Quellen von 
Irrtümern werden, weil es nicht ausgeschlossen ist, daß 
unwesentliche Teilstücke sich lokal häufen und so eine ge¬ 
wisse Bedeutung Vortäuschen. 

Oft kann man den Verlauf der Klüfte einer Wand über 
eine Schlucht oder einen Kessel hinweg in die gegen¬ 
überliegende Wand verfolgen. So gewähren besonders die 
Bärfangwände, das Raubschloß, der Lorenzstein, Teich stein 
u. a. infolge der Zersägung der Kreideplatte durch den 
Großen und Kleinen Zschand und andere Täler einen her¬ 
vorragend guten Einblick in die einheitliche Anlage und 
konsequente Fortführung der Klüfte. 

Im Verlauf der Arbeit wurde das sächsische und ein 
Teil des böhmischen Kreidegebietes bis zu der Linie Rathe¬ 
walde—Wehlen—Berggießhübel im Westen auf vorhandene 
Klüfte untersucht. Da es sich in vorliegender Arbeit 
nicht darum handelt, alle gemessenen Klüfte einfach 
nur aufzuzählen, sondern den Zusammenhang zwischen den 
Kluftsystemen und der Tektonik der Kreideplatte aufzu¬ 
decken, so haben besonders charakteristische Gebiete, die 
wertvolle Schlüsse gestatten, eine bevorzugte Darstellung 
erfahren gegenüber solchen, die für die Beurteilung tek¬ 
tonischer Fragen weniger wertvoll erschienen. 

Bezüglich der ziffernmäßigen Belege sei folgendes be¬ 
merkt: Wenn auf einem kleinen Raume beispielsweise 
100 Klüfte zwischen N 50° 0 und N 60° 0 gemessen werden, 
so erschien es unnötig, sämtliche sich fortgesetzt wieder¬ 
holenden 100 Zahlen hintereinander aufzuführen; in diesem 
Falle wurden nur die Grenzwerte angegeben, also N 50° O 
bis N 60° O; verteilten sich die Ergebnisse nicht gleich¬ 
mäßig auf die zwischen 50 und 60 liegenden Zahlen, so 

Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 6 


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82 


daß etwa die Mehrzahl der Klüfte ein Streichen zwischen 
N 55 bis 58° O hatte, so ist das stets besonders angegeben. 
Das gemessene Streichen ist in allen Fällen unter Berück¬ 
sichtigung der Deklination in das wahre Streichen umge¬ 
rechnet worden. 

II. Erweiterung der Lose zu Klüften. 

Die gegenwärtig als Klüfte, Steilwände, Schluchten 
und Täler in Erscheinung tretenden Spalten sind im Gestein 
ursprünglich nur als haarfeine Fugen oder Spaltrisse ange¬ 
legt; oder was dasselbe besagt: die im Gestein ursprüng¬ 
lich angelegten Fugen wurden später und werden gegen¬ 
wärtig noch zu Klüften, Schluchten, Tälern usw. erweitert. 
Der Steinbrecher nennt diese feinen, im Gestein verborgenen 
Spaltrisse „Lose“; es soll dieser Ausdruck auch hier Ver¬ 
wendung finden, da die oft gebrauchte Bezeichnung „Druck¬ 
fugen" der Entstehung der Klüfte nicht entspricht. 

Die Erweiterung der Lose zu Klüften hat bereits in 
früheren geologischen Perioden stattgefunden und findet 
gegenwärtig noch statt. Ungezählte Lose sind im Wechsel 
geologischer Zeiten bereits zu Klüften, Spalten, Schluch¬ 
ten, Tälern erweitert worden und mit dem denudierten 
Gestcin schließlich wieder verschwunden; ungezählte wer¬ 
den noch dieselbe Entwicklung nehmen, bis der letzte 
Quadcrblock verschwunden ist. 

Für die Erweiterung der Lose zu Klüften kommt 
hauptsächlich die Verwitterung in Frage. Es ist prinzipiell 
daran festzuhalten, daß alle geologischen Faktoren, die 
unter dem Begriff Verwitterung zusammengefaßt werden, 
auch tatsächlich an dieser Verwitterung teilhaben, also 
nicht nur einzelne, z. B. nur das Wasser oder nur der 
Wind. 

Natürlich haben diese Faktoren sich nicht zu allen 
Zeiten in gleicher Weise betätigt, sondern in den ver¬ 
schiedenen geologischen Perioden je nach dem Klima ver¬ 
schieden intensiv. Wenn Obst schreibt, „selbst einer auch 
nur einigermaßen bedeutungsvollen Erweiterung der Klüfte 
durch die Verwitterung wird man nicht beipflichten“, so 
ist das entschieden eine Verkennung der Tatsachen. Denn 
gerade die Verwitterung ist wohl der wichtigste Faktor, 
der für die Erweiterung der Klüfte in Frage kommt. 
Welchen Einfluß sie hat, wird aus den folgenden Erörterun¬ 
gen zur Genüge hervorgehen ; hier sei vorläufig nur darauf 


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83 


hingewiesen, daß beinahe jeder Wasserlauf seinen Weg 
den Kluftsystemen entlang nimmt, entweder das eine oder 
das andere oder beide im Zickzack benutzend. 

Die eine Erweiterung der Klüfte bewirkenden Faktoren 
sind im einzelnen folgende: 

1. Mechanische Lockerung durch Wässer, 

2. Chemische Verwitterung, 

3. Spaltenfrost, 

4. Wind, Insolation, Temperaturunterschiede, Neigung 
auf nachgebender Unterlage, 

5. Wirkungen der Vegetation. 

1. Mechanische Lockerung durch Wässer. 

Durch das über die Oberfläche hinspülende Regen¬ 
wasser findet eine rein mechanische Erweichung und 
schließliche Wegführung des Zements statt, wodurch die 
Quarzkörner des Gesteins den Zusammenhang untereinander 
verlieren. Wenn auch die mechanische Lockerung nur an 
der Oberfläche selbst und in ganz geringer Entfernung 
von dieser stattfinden kann, so werden doch dadurch, daß 
der Schutt andauernd von Regen und Wind weggeführt 
wird, immer neue Schichten der Lockerung zugänglich 
gemacht. 

Infolge des geringen Widerstandes des Gesteins längs 
der Lose findet natürlich in dieser Richtung eine inten¬ 
sivere Einwirkung statt, wodurch kleine, etwas vertiefte 
Rinnen entstehen, die der späteren Erosion den Weg weisen. 
So kommt es, daß die Täler der Sächsischen Schweiz in 
der Mehrzahl einer bestimmten Kluftrichtung folgen, 
während die von diesen abzweigenden Nebenschluchten die 
andere Kluftrichtung als Weg benutzen. 

Bei vollständig horizontaler Schichtenlage erfolgt das 
Eingraben des Oberflächenwassers auch dergestalt, daß 
abwechselnd die eine und die andere Kluftrichtung benutzt 
wird, so daß eine Zickzacklinie entsteht. Manche iso¬ 
lierte Felsen, insbesondere die Talkessel der sogenannten 
Hinteren Sächsischen Schweiz zeigen dann staffelförmig vor- 
und zurück tretende Wände. 

Die Auswertung eines kleinen geologischen Vorganges 
in unabsehbaren Zeiträumen zu gewaltiger Wirkung läßt 
sich ermessen, wenn man typische Beispiele betrachtet. Die 
nackte Oberfläche vegetationsloser Höhen zeigt die Kluft¬ 
systeme in ihrer ersten Anlage als feine schnurförmige, 
geradlinige Vertiefungen; die zwischenliegenden Gesteins- 

6 * 


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84 


platten sind sanft erhaben. Nach jedem größeren Regen 
erscheinen die Kluftlinien oben wie scharf ausgemeiselt, 
Quarzkörner gucken mit ihren scharfen Spitzen leicht aus 
dem Zement, andere stecken nur noch mit ihrem unteren 
Teil darinnen, daneben sieht man Löcher im Zement, aus 
denen die Quarzkörner herausgebrochen sind, während die 
meist nur erst wenige Zentimeter tiefe und wenige Milli¬ 
meter breite Kluft mit losen Körnern angefüllt ist. Räumt 
man dieselbe aus, so hat man nach einigen Monaten wieder 
die alte Erscheinung. 

2. Chemische Verwitterung. 

Nicht alles Wasser läuft oberflächlich ab, ein TeiL 
sickert in das Gestein ein und tritt später als Quell- oder 
auch als Schwitzwasser wieder zutage. Hettneb meint, 
„die Wirkung dieses Schwitzwassers ist eine rein mecha^ 
nische“, und an anderer Stelle, daß die graue Kruste 
des Sandsteins „nicht auf einer chemischen Umwandlung 4 ‘ 
beruhe. Obst sagt, „die Quadersandsteine verwittern ledig¬ 
lich mechanisch“. 

Demgegenüber hat Beyer die allgemeine Verbreitung 
und die große Bedeutung der chemischen Verwitterung 
gezeigt. „Die Entwickelung der charakteristischen und 
bekannten Kleinformen im Quadersandstein der Sächsischen 
Schweiz, der Waben, Steingitter, Löcher und Höhlchcn 
ist in erster Linie auf chemische Verwitterung zurück¬ 
zuführen“. 

An besonders geschützten Stellen, unter Überhängen, 
in Höhlen findet man oft ganz feine, fadenförmige Klüfte; 
fährt man mit einem Blatt Papier in denselben entlang, 
so fällt ein feines Pulver heraus, welches sich schon 
bei oberflächlicher Prüfung als der von Beyer beschriebene 
Alaun erweist. Nach längerer Zeit hat sich der feine 
Spalt mit erneuten Ausblühungen bedeckt. Beyer bemerkt 
hierüber: „Diese chemischen Vorgänge sind an die Gegen¬ 
wart zirkulierender Wässer gebunden, weiche freie 
Schwefsäure enthalten. Sie bestehen zunächst in der Zer¬ 
störung des Bindemittels im Sandstein durch Entziehung 
von Aluminium, Kalzium und Kalium und in der Neu¬ 
bildung von Kali-Ammoniumalaun und Gips“. 

Die prinzipielle Bedeutung dieses Vorganges gegenüber 
der mechanischen Lockerung liegt darin, daß bei dieser 
hauptsächlich ein oberflächliches Erweitern der Klüfte nach 
der Breite stattfindet, während hier ein Erweitern derselben 


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nach der Tiefe erfolgt und an solchen Stellen, die gegen 
Oberflächenwasser geschützt sind. 

Der sedimentäre Ursprung des Eibsandsteingebirges legt 
in Analogie mit anderweitem Vorkommen von Schwefelkies 
in Mergeln, Mooren usw. die Vermutung nahe, daß dieser 
auch hier sedimentärer Herkunft sei. Es muß jedoch 
auf fallen, daß derselbe gleichmäßig auf alle Horizonte ver¬ 
teilt ist, während doch bei sedimentärer Entstehung in 
den verschiedenen Horizonten eine Anreicherung oder Ver¬ 
minderung stattfinden mußte, je nach den verschiedenen 
Bildungsbedingungen. 

Hierzu kommt, daß Schwefelkies und mit ihm die von 
Beyer beschriebenen Ausblühungen in größerem Umfange 
nur in dem tektonisch stark beanspruchten nördlichen Flügel 
der Sächsischen Schweiz bekannt sind; ganz besonders 
häufig ist deren Auftreten in der Nähe von Basaltaüf- 
brüchen, z. B. am Zschirnstein, Winterberg, Goldstein. 
Das Vorkommen von Schwefelkies steht somit wohl mit 
den vulkanischen Ereignissen und der Tektonik des ganzen 
Gebietes in Zusammenhang, so daß man nicht fehlgeht, 
denselben als postvulkanisch anzusprechen. 

3. S p a 11 e n f r o s t. 

Ganz enorme Bedeutung kommt bei der Erweiterung 
der Klüfte dem Spaltenfrost zu. Dieser kann sich in 
doppelter Weise äußern: Von innen heraus, wie auch von 
außen angreifend. An freistehenden Kluftflächen bemerkt 
man ein Austreten des Sickerwassers nicht nur auf den 
Schichtfugen, sondern fein verteilt auch an der ganzen 
Wand. Diese das Bindemittel des Sandsteins füllende Berg¬ 
feuchtigkeit äußert vermöge ihrer Expansion bei der 
Kristallisation eine ziemlich bedeutende Sprengwirkung und 
bringt an den freien Kluftflächen die gelockerten Quarz¬ 
körner zum Absanden. 

An besonders engen Spalten, die beim nächtlichen 
Wiedergefrieren des hineingclaufenen Schmelzwassers vom 
Eis vollständig ausgefüllt werden, erfolgt neben der i>e- 
schriebenen Wirkung von innen zugleich ein Absprengen 
der Quarzkörner von außen, so daß die Erweiterung solcher 
Klüfte sehr rasche Fortschritte macht. Von der gewaltigen 
Wirkung des Spaltenfrostes kann man sich leicht über¬ 
zeugen, wenn man die Sohle von Klüften im Herbste 
sorgfältig reinigt und im Frühjahr den angesammelten 
Quarzsand feststellt. 


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4. Wind, Insolation, Temperaturunter¬ 
schiede, Neigung auf nachgebender Unter¬ 
lage. 

Nur von lokaler Bedeutung und auf vegetationslose 
Hochflächen beschränkt sind die Wirkungen von Wind, 
Insolation und schroffem Temperaturwechsel. Besonders 
der Einfluß des ersteren kann sich an Orten mit größerer 
Sandschüttung, die gegenüber angreifenden Stürmen günstig 
gelegen sind, zu beträchtlicher Höhe steigern. 

Eine Erweiterung der Klüfte erfolgt auch dadurch, 
daß sich einzelne Wände infolge Nachgebens der Unter¬ 
lage seitwärts neigen. In diesem seitlichen Neigen der 
Wände sieht Obst sogar den Hauptgrund für die Er¬ 
weiterung der Spalten, wenn nämlich „nunmehr die ver¬ 
tikalen Tafeln, gleichsam aufatmend, von dem starken seit¬ 
lichen Druck, unter dem sie bisher gestanden, sich all¬ 
mählich seitlich zu neigen beginnen". 

5. Wirkungen der Vegetation. 

Auch Organismen wirken in besonderen Fällen kluft¬ 
verbreiternd, sei es auf chemische Weise durch Abscheidung 
von lösenden Säuren, wie es bei manchen Algen, Moosen 
usw. der Fall ist, sei es, wie bei den Wurzeln von 
Bäumen, rein mechanisch. Natürlich können die Or¬ 
ganismen als kluftverbreiternder Faktor nur geringe lokale 
Bedeutung beanspruchen. 

III. Einfluß aus früheren geologischen Perioden. 

Wenn die Einwirkung all dieser Faktoren natürlich im 
einzelnen Falle klein und unbedeutend ist, so summiert 
sie sich doch im Laufe geologischer Perioden zu gewaltigen 
Größen. Zu dieser Summierung der Gesamtwirkung als 
einer Folge der Zeit kommt nun noch eine Potenzierung der 
einzelnen Faktoren in den verschiedenen geologischen 
Perioden. Die Erweiterung der Lose zu Klüften durch 
Verwitterung begann natürlich sofort mit der Heraushebung 
der Kreideplatte aus dem Meere, und jede folgende geo¬ 
logische Periode hat sich in der ihren klimatischen Ver¬ 
hältnissen entsprechenden Weise betätigt. 

Das tropische Klima des Frühtertiärs z. B. bewirkte 
durch Insolation usw. einen mechanischen Zerfall des Ge¬ 
steins, der sich natürlich in der Richtung der Lose als 
bereits beanspruchten Zonen ganz besonders intensiv er¬ 
weisen mußte. 


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Im Oligozän erfolgte bei einer tiefen Verwitterung 
während der heißen und trockenen Sommer und Fortr 
scnarfung aes tianaes wanrenö der regenreichen Winter 
die Herausbildung einer Rumpffläche. Erst im Pliozän 
setzte die neue Modellierung mit größerer Stärke ein. 

So fand die beginnende diluviale Eiszeit ein bereits vor¬ 
präpariertes Feld für ihre weitere modellierende Tätigkeit 

Wenn auch allem Anscheine nach das Gebiet der 
Sächsischen Schweiz selbst eisfrei gewesen ist, so steht 
die Einwirkung der klimatischen Faktoren dieser Periode 
doch bei der unmittelbaren Nachbarschaft außer Frage. 
Wir befinden uns hier im Gebiete der „periglazialen Fa¬ 
zies“ Loszinskis. Wegen seiner völligen Vegetationslosig- 
keit war das Gestein schutzlos und daher intensiver Be¬ 
arbeitung leicht zugänglich. Bedeutende Insolation am Tage 
in Verbindung mit enormen nächtlichen Temperaturstürzen 
wirkten mechanisch zertrümmernd; bei der feuchten Luft 
und dem tiefen Temperaturstand während der Nacht konnte 
9ich auch der Spaltenfrost in ausgiebiger Weise betätigen. 
Dann «führten die gewaltigen Steppenstürme der post¬ 
glazialen Zeit das aufbereitete Material ohne weiteres als 
Sandstrahlgebläse gegen die bereits früher herausmodellier¬ 
ten Klüfte. 

Eine erodierende Tätigkeit diluvialer Schmelzwässer 
dagegen kommt wohl nicht in Frage, sicher wenigstens haben 
diese keine entscheidende Rolle gespielt. Denn einmal sind 
die Schmelzwässer am Rande des Eises als Stauwässer 
zu denken, also ohne besondere Erosionskraft; dann aber 
fehlen im Bereiche der Kreide diluviale Aufschüttungs¬ 
massen, wie auch die Feuersteingrenze zum größten Teil 
um deren Gebiet herum verläuft. 

Vergl. Staff: „Mithin werden wir annehmen dürfen, 
daß unmittelbar am vorgeschobensten Eisrande weder die 
verfügbare Zeit, noch die Mächtigkeit des Eises ausreichte, 
hier nennenswerte Reliefveränderungen herbeizuführen. 
Hatte doch das Eis hier ein Gegengefälie zu überwinden 
und wurde demzufolge von seinen eigenen Schmelzwässern 
fortgesetzt seines wirksamsten Hobels, der Grundmöräne, 
durch subglaziale Unterwaschung beraubt.“ 

IV. Die Kluftsysteme. 

Für die Messung und Beurteilung der Klüfte eignet sich 
der rechts der Elbe gelegene Teil der Sächsischen Schweiz 
in hervorragendem Maße, der linkselbische Flügel da- 


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gegen nur bis etwa zu der Linie Langenhennersdorf—Reich¬ 
stein—Niedergrund, während die äußerste Südspitze 
(Rosenthaler, Cunnersdorfer, Christianburger, Schneeberger 
.Revier) kaum in Betracht kommt. Diese Reviere liegen 
bereits auf dem gehobenen Erzgebirgsflügel und sind bei 
dessen Empor Wölbung wohl mit gehoben, sonst aber tek¬ 
tonisch wenig beansprucht worden; dagegen ist der mittlere 
und nördliche Teil der Sächsischen Schweiz bei der Heraus¬ 
hebung der Erzgebirgsscholle in erheblichem Grade tek¬ 
tonisch beeinflußt worden. 

Schon rein orographisch tritt diese Verschiedenheit in 
die Erscheinung. Die im Elbgebiet herrschenden zahllosen 
Klüfte bieten der Verwitterung leichte Angriffspunkte, wes¬ 
halb dieser Teil des Quadergebirges aus vielen engen 
Schluchten, steilen Wänden, isolierten „Steinen“ usw. be¬ 
steht. Ein ganz anderes Bild bietet der Südflügel. Infolge 
der geringen tektonischen Inanspruchnahme sind die Kluft¬ 
systeme nur sehr mäßig ausgebildet, weshalb auch die 
scharfkantigen Reliefformen zurücktreten. 

So zeigt dieser Teil des Sandsteingebirges einen ähn¬ 
lichen Charakter wie das benachbarte Gneisgebiet: an 
Stelle schroffer Wände und steiler Abfälle eine milde, 
sanft geböschte Hügellandschaft. Die Verwitterung äußerte 
sich hier in einer mehr gleichmäßigen Denudation des 
ganzen Komplexes, nicht in der Herausbildung eines so 
vielgestalteten Reliefs wie im nördlichen Teile. 

Eine Ausnahme macht das Gebiet der Tyssaer Wände, 
das außerordentlich reich geklüftet ist. Hier stößt die Erz 
gebirgsflexur auf die über Weesenstein—Burkhards w aide — 
Berggießhübel—Gottleuba streichenden Falten des Elbtal¬ 
schiefergebirges. Das Aufeinanderstoßen zweier konträrer 
Tendenzen bewirkte eine gewaltige Kraftäußerung, in 
deren Verlauf es nicht nur zu einer bloßen Anlage von 
Diaklasen kam, sondern zu einer relativen Zertrümmerung 
des zwischen beiden Kraftrichtungen eingeklemmten Kreide¬ 
komplexes. Die in der nächsten Umgebung von Tyssa 
so zahlreichen Basaltdurchschlägc können wohl auch als 
ein Beweis lebhafterer tektonischer Tätigkeit gerade in 
diesem Gebiete gelten. Wohl sind die Täler und lang- 
gezogenen Kessel der Tyssaer Wände in elbtalgebirgiscliem 
und erzgebirgischem Sinne orientiert; jedoch hat weitgehende 
Erosion die Klüfte derart erweitert, abgerundet, die Wände 
zum Einstürzen gebracht, daß sich dieses Gebiet für Messun¬ 
gen nicht eignet. 


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Die Klüfte der Sächsischen Schweiz lassen sich in 
zwei Systeme zusammenfassen: 

das Lausitzer System, 
parallel der Lausitzer Granitüberschiebung, imd 
das Erzgebirgißche System, 
der Fortsetzung der Erzgebirgsflexur entsprechend. Die 
zahlreichen Messungen im Arbeitsgebiete während der Jahre 
1919, 1920 und 1921 haben nun zu dem Ergebnis geführt, 
daß beide Systeme wieder in Unterabteilungen gegliedert 
werden können, je nachdem, ob eine der beiden Haupt¬ 
richtungen herrscht oder ob durch Interferenz beider Systeme 
abgelenkte Richtungen auf treten. 

A. Lausitzer System. 

a) Elbtalgebirgische Hauptrichtung; 

b) abgelenkte Richtungen: 

1. Wildsteiner Richtung, 

2. Sternberger Richtung, 

3. Wolfsberger Richtung. 

B. F. r z g e b i r g i s c h e s System. 

a) Frauenstein—Dippoldiswaldaer Hauptrichtung; 

b) abgelenkte Kamnitzer Richtung. 

A. Lausitzer System. 

Die Klüfte dieses Systems streichen parallel der Lau¬ 
sitzer Überschiebungslinie. Dieser Parallelismus ist um so 
augenfälliger, als die Klüfte dem Verlauf des Granitrandes 
nicht nur im allgemeinen folgen, sondern jede Abbiegung 
desselben beharrlich mitmachen, so daß eine äußerst voll¬ 
kommene Übereinstimmung entsteht. 

a) Elbtalgebirgische Hauptrichtung. 

Die zu dieser Einheit zusammengefaßten Klüfte sind 
parallel den paläozoischen Falten des Elbtalschiefergebirges 
und den alten Quetschzonen des Lausitzer Granitmassivs. 

Da das paläozoische 4 Faltensystem nicht eine einfache 
Linie darstellt, sondern aus einem Bündel bald konver¬ 
gierender, bald divergierender Faltenzüge bestellt, so ist 
das von diesem abhängige Kluftsystem in seiner Streich¬ 
richtung gewissen Schwankungen unterworfen. 

Als Mittel des Streichens wurde der Quarzgang Falken¬ 
hain — Weesenstein — Seidewitz — Fricdrichswalde ange¬ 
nommen = N 50° W. 

Verlauf der Lausitzer Störungslinie: 

N 55° W. 


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Verlauf der Klüfte: 

I. Rechts der Elbe. 

1. Gebiet zwischen Uttewalder Grund—Straße Lohmen- 
Hohnstein—Amselgrund—Elbe. 

Wände des Uttewalder Grundes, des Basteigebietes und 
der Gansfelsen. 

Die Klüfte variieren zwischen 
N 55° W und N 62° W. 

Die Mehrzahl der Klüfte hält sich in den engen Grenzen 
N 59° W bis N 61° W, und zwar machen die N 59° YV und 
N 60° W streichenden Klüfte genau die Hälfte aller ge¬ 
messenen zwischen N 55° W und N 62° W aus. 

2. Gebiet zwischen Amselgrund—Hohnstein—Waitz¬ 
dorf—Kohlmühle—Schandau—Elbe. 

a) Hohnstein, Kaltes Loch, Schindergraben. 

Der untere Grenzwert der Klüfte ist 

N 52° W, der obere N 67° W. In der Mehrzahl streichen 
die Klüfte zwischen N 60° W und N 64° W. 

b) Waitzdorf er Wände. 

Da3 Streichen verteilt sich ziemlich gleichmäßig auf 
N 65° W bis N 74° W, 

und zwar so, daß die Klüfte mit dem niedrigeren Werte 
im westlichen, mit dem höheren Werte im östlichen Teile 
liegen. 

c) Schulzengrund. 

Die Kluftrichtung liegt zwischen 

N 62° W und N 66° W. 

d) Lilienstein. 

Die Kluftrichtungen bewegen sich zwischen 
N (58° W und N 74° W, 

am meisten vertreten sind die Richtungen N 69° W, 
N 70 c W, N 71° W. 

3. Gebiet der Schrammsteine, Affensteine, Thorwalder 
Wände. 

a) Längs dem über die Schrammsteine führenden Grat¬ 
wege sind Klüfte recht häufig, welche zwischen 

N 34° W und N 39° W 

streichen. 


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Ferner: Zahnsgrund: N 40 bis 45° W, 

Schrammtor: N 42 bis 46° W, 

Zurückeweg: N 40° W. 

Auf den gegen die Elbe abfallenden Wänden in der 
Nähe des Schrammtores liegt das Streichen der Klüfte 


zwischen 


N 42° W und N 46° W. 


b) Auf den gegen den Zschand hin abfallenden, mit 
verschiedenen Namen belegten Wänden des weiteren Affen¬ 
steingebietes variieren die Kluftrichtungen zwischen 

N 35° W und N 45° W. 

Heringstein: N 39 bis 43° W, 

Langes Horn: N 36 bis 42° W, 
Bloßstockgebiet: N 36 bis 45° W, 

Spegenhorn: N 40 bis 45° W, 

Bärfangwände N 30 bis 35° W, 

Raubschloß N 30 bis 35° W. 


c) In den vorderen Thorwalder Wänden sind Klüfte von 
N 45° W bis N 50° W 

herrschend. 

Thorwalder Wände: N 40 bis 50° W, 
Kiefernhöhe: N 35 bis 40° W, 

Flügelwände N 35 bis 40° W, 

Partschenhörner: N 40 bis 45° W. 


II. Links der Elbe. 

1. Gebiet zwischen Elbe—Straße Pötzscha - Naundorf - 
Langenhennersdorf—Bielatal. 

a) Breite Heide. 

Die Klüfte streichen zwischen 

N 63° W und N 66° W. 

b) Labyrinth—Nikolsdorfer Wände—Bemhardstein. 

Unterer Grenzwert der Klüfte ist 

N 57° W, oberer N 67° W. 

Besonders charakteristisch sind die Klüfte von N 61° W 
bis 66° W. 

c) Bärenstein. 

Auf dem Bärenstein, dessen Klüfte ziemlich unregel¬ 
mäßig verlaufen, herrschen solche vor mit einem mittleren 
Streichen von vr w 


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2. Gebiet zwischen Bielatal—Elbe—Landesgrenze. 

a) Pfaffenstein, Papststein. 

Die Klüfte variieren zwischen 

N 58° W und N 66° W. 

Am deutlichsten ausgeprägt und zugleich in der Mehr¬ 
zahl vorhanden sind die Klüfte von N 63 bis 65° W. 

b) Gohrisch. 

Die meisten Klüfte des hier sehr unruhigen Kluft¬ 
systems streichen zwischen 

N 43° W und N 50° W. 

c) Großer Zschirnstein. 

Das Streichen der Klüfte am Abhang des Großen 
Zschirnsteines bewegt sich zwischen 

N 40° W und N 52° W. 

Einen hervorragenden Platz im System nehmen die im 
Zuge Bärenstein—Gohrisch—Zschirnstein liegenden Klüfte 
ein. Dieser Zug läuft aus in die bekannte Aufsattelung 
des paläozoischen Schieforgcbirges bei Mittelgrund, so daß 
hier also der Zusammenhang des Kluftsystems mit dem 
paläozoischen Faltenzuge tatsächlich gegeben ist. 

Auffallen muß, daß in fast allen Gebieten neben den 
normalen Klüften um X 50° W auch solche auftreten, welche 
die Grenze nach oben w r ie nach unten bedeutend über¬ 
schreiten, ja in einzelnen Gegenden sogar herrschend 
werden. Die Ablenkung der Klüfte vom normalen elbtal- 
gebirgisehen Streichen beruht auf zwei Ursachen. 

1. Lokal w erden Störungen im Streichen durch Basaltauf* 
brüche hervorgerufen, besonders im Gebiete der sogenaimten 
Hinteren Sächsischen Schweiz, also im Winterberg-Affen¬ 
steingebiet, wo auf engem Raume eine verhältnismäßig große 
Anzahl von Basaltdurehbrüchen stattgefunden hat. Die 
größten Abweichungen vom normalen Streichen herrschen 
stets in der Nähe des Basaltganges selbst, in einiger Ent¬ 
fernung von demselben wird dagegen das Streichen allmäh¬ 
lich wieder normal. 

2. Eine größere Bedeutung als den Basalten kommt der 
Eizgebirgsflexur zu und den zahlreichen sie begleitenden 
Porphyrgängen, welche die unter die Kreide untertauchende 
Gneiskuppel in erzgebirgischer Richtung durchsetzen. Unter 
dem Einfluß derselben werden die elbtalgebirgischen Klüfte 
an verschiedenen Stellen in eine westnordwestliche Richtung 


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abgelenkt, ohne daß aber dadurch das elbtalgebirgische 
Streichen in seiner Gesamtheit beeinträchtigt würde. 

b) AbgeienkteRichtungen. 

1. Wiidsteiner Richtung. 

Nördlich Schandau trifft auf die in sudetischer Rieh* 
tung verlaufende Lausitzer Hauptstönmg, die nach NO 
gerichtete erzgebirgische Tendenz. Die beiden einander 
etwa rechtwinklig schneidenden Kraftrichtungen beeinflussen 
sich nun gegenseitig so, daß als Komponente zwischen 
beiden eine neue, abgelenkte Richtung entsteht: 

Die Wildsteiner Richtung = N 70 bis 75° 0. 

Im Gebiete östlich Schandau haben wir also zwei 
Kluftrichtungen: die alte elbtaJgebirgische Hauptrichtung 
und die abgelenkte Wildsteiner; beide schneiden sich unter 
einem spitzen Winkel. Wie ein großer Teil der Klüfte die 
neue Richtung annimmt, so wird auch die Lausitzer Störungsl- 
linie unter dem Einfluß der erzgebirgischen Tendenz nach 
N 70° O abgelenkt. 

Verlauf der Klüfte: 

Gebiet zwischen Schandau—Altendorf—Kirnitzschtal- 
straße—Großer Zschand—Landesgrenze—Elbe. 

a) Schrammsteine. 

Die Kluftrichtungen in diesem Gebiete bewegen sich 
innerhalb der Grenzen von 

N 60° O bis N 80° 0. 

Besonders typisch sind folgende Klüfte: 

Schrammtor: N 68° O bis N 79° 0, 

Gratweg: N 67° O bis N 74° 0, 

Rotkehlchenstiege: N 66° O bis N 68° O. 

b) Dom, Carolafelsen, Heringsgrund. 

Die weitaus größte Zahl der Klüfte hält ein Streichen 
inne von N 73 <, Q bis N 76 « 0 

Es treten jedoch auch seltene Klüfte bis hinunter zu 
X 61 c 0 auf. 

c) Winterberggebiet: 

Lehne, Breites Horn: Das Streichen der Klüfte erfolgt 
vornehmlich zwischen 

N 65° O und N 69° O. 


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Kleiner Winterberg: Die untere Grenze für die Streid 
richtung der Klüfte liegt bei 

N 61° 0, obere bei N 72° 0. 


Als besonders charakteristisch müssen die in übci 
wiegender Mehrheit auftretenden Klüfte zwischen N 67° ( 
und N 72° 0 angesprochen worden. Außerdem aber sin 
auch folgende anomale Klüfte gemessen worden: N 50° C 
N 80° O. 


Heringstein: 
zwischen 


Die Streichrichtung der Klüfte 
N 63° 0 und N 70° 0, 


lieg 


hauptsächlich aber bei N 67° 0, N 68° 0, N 69° 0. 
Gleitmanns Horn: Untere Grenze ist hier 


N 62° 0, oberste N 68° 0. 
d) Zeughaus und Thorwalder Gebiet. 
Barfangwände: Das Streichen der Klüfte verteilt sid 
regelmäßig auf die Werte 

N 65° 0 bis N 70° O. 


Raubschloß: Neben den herrschenden Klüften von 


N 70° 0 bis N 73° O 

treten auch seltener solche von N 68° 0 und N 77° 0 auf 
Kuhstall: Besonders charakteristische Klüfte streichen 
zwischen N 67 » q und N 76° 0. 


Böses Horn, Spitzes Horn: Das Streichen der Klüfte 
verteilt sich durchaus regelmäßig auf die Werte: 


Thorwalder 

Klüfte 


N 74° 0 bis N 77° 0. 

Wände: Bei .weitem vorherrschend sind 
N 76° 0, 


doch treten auch öfter solche bis N 70° 0 auf. 

Grenzwände bei Schmilka . N 75° O bis N 82° O, 

Silberwand .N 75° O bis N 80° O, 

Auerhahnwand.N 78° 0 bis N 85° 0, 

Weberschlüchte.N 70° O bis N 80° 0, 

Sandschlüchte.N 76° O bis N 85° 0. 

Zwischen Saupsdorf und Hinterhermsdorf erfolgt wieder 
eine Annäherung an die elbtalgebirgische Richtung = N 75 : 
bis 80° W. 

Paß- und Lindigtgrund . . N 78° W bis N 83° W, 

Quasengrund undllollstraße N 73° W bis N 78° W, 

Hühnerkropf.N 73° W bis N 78° W, 


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Rabenstein . . 
Schweinelöcher . 
Schwarzes Tor . 


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N 75° W bis N 70° W, 

N 70° W bis N 75° W, 

N 75° W bis N 78° W. 

2. Sternberger Richtung. 

Während die Wildsteiner Richtung eine mittlere Kompo¬ 
nente darstellt zwischen der elbtalgebirgischen und der 
erzgebirgischen Richtung, gelangt im Raume Hinterherms¬ 
dorf—Zeidler—Khaa die erzgebirgische Tendenz entschieden 
zur Vorherrschaft, so daß eine Ablenkung der bei Saups- 
dorf N 75—80° W streichenden elbtalgebirgischen Klüfte 


nach N 55—60° O erfolgt = Sternberger Richtung. 
Paß- und Hantzschengrund . . . . N 58—62° O, 

Paß- und Lindigtgrund.N 58—62° O, 

südlich Hoher Stein.N 55—60° O, 

östlich Benediktstein.N 56—62° O, 

Böhmisches Raubschloß.N 57—65° C), 

südlich Taufstein.N 58—62° (), 

Käs und Brot.N 62° O, 

Rotes Floß.N 60—63° O, 

Hengstgrund.N 60—63° O, 

südlich Neuhaus.N 60—65° O, 

Wüstes Schloß.N 58-62° O. 


3. Wolfsberger Richtung. 

Die Klüfte der Wolfsberger Richtung sind aus der elb¬ 
talgebirgischen Richtung unter dem Einfluß des ostsude- 
tischcn Streichens abgelenkt nach 

N 20° W. 

Sie treten ebenfalls im Raume Hinterhermsdorf, Zeidler, 
Khaa auf und schneiden sich beinahe rechtwinklig mit 
den Klüften Sternberger Richtung. 


Böhmisches Raubschloß.N 25° W, 

Taufstein.N 16—22° W, 

Bittier.N 22° W, 

Käs und Brot.N 15—20° W, 

Rotes Floß.N 20° W, 

Hengstgrund.N 18—23° W, 

Teufelstein .N 18° W, 

Schatzkammer.N 18—20° VV. 


Der Kluftverlauf in der Sächsischen Schweiz ist wichtig 
für die Beurteilung der Frage, ob der unregelmäßige Ver 


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lauf der Lausitzer Störung" als Erosionskontur einer Über¬ 
schiebung aufzufassen ist oder ob er tatsächlich auf einer 
gewundenen Anordnung der Hauptstörung beruht. 

Von Eschdorf verläuft die Störung über Hohnstein 
bis Schandau parallel der elbtalgebirgischen Kluftrichtung; 
mit dem Umbrechen der letzteren an der Hohen Liebe in 
die Wildsteiner Richtung biegt auch die Störungslinie in 
die neue Richtung um. Bei Saupsdorf nähert sich die Wild¬ 
steiner Richtung wieder mehr der elbtalgebirgischen, worauf 
auch die Störungslinie sofort diese Richtung einschlägt. Der 
Sternberger Kluftrichtung folgt die Granitgrenze in einem 
flachen Bogen von Hinterhermsdorf—Zeidler; hier nimmt 
sie mit dem Übergang der Klüfte in das sudetische Streichen 
in einem scharfen Knick ebenfalls sudetische Richtung ein. 

Den gesamten Verlauf der Störungslinie von Eschdorf 
bis Khaa begleitet eine Quetsch- und Zerrüttungszone, vor¬ 
nehmlich des Granits, teilweise auch des Sandsteins. Von 
besonderer Wichtigkeit aber sind die Jurafetzen, welche 
sich neben Hohnstein hauptsächlich im Bogen von Hinter¬ 
hermsdorf—Zeidler—Khaa eingeklemmt zwischen Granit und 
Kreide erhalten haben. Bei. Wolfsberg ist ebenfalls im 
Schutze der Überschiebung eine Rotliegendscholle erhalten. 
Verscliiedentlich ist auch Cenoman längs der Störungslinie 
auf Turon überschoben. 

Alle diese Tatsachen, insbesondere aber die völlige 
Übereinstimmung der Störungslinie in allen ihren Phasen 
mit dem Verlauf der Kluftsysteme sprechen dafür, daß der 
Verlauf der Granitgrenze keine Erosionskontur ist. son¬ 
dern tatsächlich auf gewundener Anordnung 
der Hauptstörung beruht. 

Die Schwenkungen aus dem variskisehen in das sude¬ 
tische Streichen und umgekehrt erfolgen nicht allmählich 
lx>genförmig, sondern plötzlich mit einem scharfen Knick, 
ähnlich einem gebrochenen Stab. An den Umbiegestellen 
schneiden sich dann die Klüfte der alten und der neuen 
Richtung gitterförmig, da die ersteren noch ein Stück 
weiter streichen, wenn die letzteren bereits in Erscheinung 
treten. Diese Verhältnisse lassen sich gut verfolgen am 
Sporn von Schandau, in der Nähe der Kimitzschschänke 
und im Raume Hinterhermsdorf—Zeidler—Khaa. 

Südlich des Sporns von Schandau, an der Hohen Liebe, 
im Falkenstein- und Schrammsteingebiet schneiden sich die 
Kluftrichtungen N 50° W und N 75° O, also elbtalgebirgische 
und Wildsteiner Richtung. 


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Tn der Nähe der Kirnitzschschänke treffen wir im 
Paß*. Hantzschen-, Lindigt- und Quasengrund, an der Holl¬ 
straße. am Hühnerkropf und Habenstein Klüfte, welche 
X 75° W und N 60° O streiclien; erstere entsprechen der 
elbtalgebirgischen, letztere der Sternl)erger Richtung. 

Besonders aber im engen Raume des Rogens von Hinter - 
hermsdorf— Zeidler—Khaa bilden die Klüfte mit variski- 
schem und sudetischem Streichen ein förmliches Gitterwerk. 
Die Art der Wendung aus dem variskischen in das sude- 
tische Streichen ist aus der schematischen Zeichnung in der 
Anlage zu ersehen (Abb. 1). 

Das Fallen der Klüfte Lausitzer Richtung. 

In ihrer erdrückenden Mehrheit stehen die Klüfte Lau¬ 
sitzer Richtung seiger, von den gemessenen Klüften etwa 



Abb. 1. Die Wendung aus dem variskischen in das 
sudetische Streichen. 

TuS. Das Fallen der nichtseigeren Klüfte zeigen sehr 
instruktiv zwei durch das Arbeitsgebiet gelegte Profile. 

a) Waitzdorfer Wände—Wendischfähre—Pfaffenstein. 
Waitzdorfer Wände 75—82° nach SW bis 8SW einfallend. 
Wendischfähre . . 8ü—88° nach SW einfallend, 

— Elbe — 

Zeitschr. d. D. Geol. Oes. 1924. 7 


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Pfaffenstein . . . 82—87° nach N bis NW einfallend 

(Nordabhang), 

80—82° nach N, NW, NO einfallend 
(Südabhang). 

b) Granitgrenze zwischen Diedrichsgrund und Kl. Zschand— 
Dom—Elbe. 


Kühnberg . . . 40—45° nach S bis 8SW einfallend, 

Großstein .... desgl. 

Dom. 75—80° nach S bis SO einfallend, 

Breite Kluft . . . 85—88° nach S bis SSW einfallend, 
Elbe.seiger. 


Scheu 


atische Darstellung siche Abb. 2. 


s 



N 



Xd>en den in der Mehrzahl vorhandenen seigeren 
Klüften treten also auch schräge Klüfte auf, welche nach 
einem bestimmten Prinzip fallen. Rechts der Elbe fallen 
diese Klüfte im allgemeinen nach S, SSW, SW, seltener 
auch nach SO, auf jeden Fall aber in südlicher Richtung, 
also vom Granit weg. Umgekehrt ist es auf dem linken Elb- 
ufer, wo die nichtseigeren Klüfte gegen Norden hin fallen. 

Weiterhin ist bemerkenswert, daß die Klüfte am Granit¬ 
rand schräger einfallen, gegen die Elbe hin aber allmählich 
steiler werden und am Elblauf selbst seiger stehen. Ent¬ 
sprechend sind auf dem linken Elbufer auch die der Eibe 
am nächstliegenden Klüfte die steileren, die entfernteren 
dagegen die schrägeren. 

Wir haben also den Fall, daß die Klüfte an den 
Rändern der Mulde schräger einfallen und allmählich gegen 
die Achse derselben immer steiler werden, um in der 
Richtung der Achse selbst seiger zu stehen. 

Beachtlich ist ferner, daß die Klüfte auf der rechten 
Elbseite, also auf dem nördlichen, schmäleren Flügel der 


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Mulde, beträchtlich schräger einfallen als auf dem südlichen, 
breiteren Flügel. 

Störungen in dem sonst regelmäßigen Fallen der Klüfte 
können verschiedene Ursache haben. Am auffälligsten sind 
Beeinflussungen durch aufquellende Basaltmagmen, wie wir 
solche am Winterberg, Spitzen Horn, Gleitmanns Horn, 
Goldstein, Pohlshorn lind anderen feststeilen können. Ebenso 
findet das anormale Fallen der Klüfte auf dem Gohrisch 
md auf dem großen Zschimstein seine Erklärung in 
Störungen durch den dort aufsetzenden Basalt, wie derselbe 
ja auch das Streichen beeinflußt. 

Ein Abweichen von der normalen Fällrichtung kann 
■'tber auch schon hervorgerufen worden sein durch Um¬ 
stände, welche bei der Sedimentation eintraten, z. B. Nach¬ 
sacken usw. Auch an eine lokale Beeinflussung der Fall¬ 
richtung durch den Verlauf der Sättel- und Muldenünien 
des paläozoisch gefalteten Grundgebirges ist zu denken. 

Die Klüfte im Bogen von Zeidler—lvhaa, also der Stern- 
beiger und Wolfsberger Richtung, stehen fast sämtlich 
^eiger; wo schräges Einfallen zu beobachten ist, ist dieses 
völlig regellos und meist von den hier zahlreichen Basalt- 
durchschlägen abhängig. 

B. Erzgcbirgisches Sy s t e in. 

Die Klüfte dieses Systems folgen der Erzgebirgsflexur. 
Dieselbe tritt im Arbeitsgebiet selbst nicht mehr auf, 
andern endet bei Bodenbach, in zahlreiche parallele, west- 
östlich streichende Verwerfungen sich auflösend. 

a) Frauenstein — D i p p o 1 d i s w a 1 d a e r 
Hauptrichtung. 

Als Mittel des Streichens wurde der Frauenstein— 
Dippoldiswaldaer Porphyrgang angenommen = N 30° O. 

Zur bequemeren Übersicht sind die Messungen in drei 
einander parallelen Profilen geordnet, von SW nach NO 
verlaufend. 

1. Breite Heide—Wände des Uttewalder Grundes 
I Brosche)—Hohnstein. 

Breite Heide: Die Klüfte streichen zwischen 
N 22° 0 und 32’ O. 

Uttewalder Wände: Die Streichrichtung der ver¬ 
schiedenen, sehr zahlreichen Klüfte dieses Gebietes verteilt 
sich ziemlich regelmäßig auf die Werte zwischen 
X 21° O und X 30° O. 

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Holmstein: Die Klüfte variieren zwischen 
N 28° O und N 37° O. 

Die Mehrzahl derselben hat ein Streichen von N 32 O 
und N 33° O. 

2. Bernhardstein—Quirl—Lilienstein—Sehulzengrund. 
Dieses Pix)fil zeichnet sich durch eine große Konstanz 

im Streichen seiner Klüfte aus. Im einzelnen verteilen 
sich die Streichrichtungen sehr gleichmäßig auf folgende 
Werte. 

Beinhardstein . N 2b° Ö bis 32° O. 

Quirl .... N 26° O bis 30° 0. 

Lilienstein . . N 22° O bis 27° O, 

Schulzengrund . X 26° O bis 30° O. 

3. Pfaffenstein—Wendischfähre—Waitzdorfer Wände. 
Der Pfaffensteinkomplex wird in typischer Weise von 

Klüften durchschnitten, welche sich zwischen 

N 28° O und N 34° O 

bewegen. 

Innerhalb sehr geringer Grenzen halten sich die Klüfte 
der Gegend von Wendischfähre und der Waitzdorfer Wände. 
Besonders auf letzteren treten sie dadurch in einen gewissen 
Gegensatz zu dem hier etwas unruhigen Lausitzer Kluft- 
System. 

Die Streichrichtung dieser Klüfte ist folgende: 
Wendischfähre . . . X 23° O bis 27° O. 
Waitzdorfer Wände . N 27° O bis N 31° O. 

Die Profile sind so gewählt, daß 1. der nördliche Punkt 
jedesmal in der Nähe der Cberseliiebung liegt. 2. der 
mittlere im Verlaufe des Elbtalgrabens (Muidenaetise). 
3. der südliche etwa den gleichen Abstand vom mittleren 
hat wie dieser vom nördlichen. 

Das Fallen der Klüfte ist fast ohne Ausnahme» seiger, 
ein schräges Einfallen kommt kaum vor. 

Als eine besondere Eigentümlichkeit dieses Systems 
ist zu erwähnen: Im ganzen Verbreitungsgebiet ist jeder 
westwärts gelegene Flügel einer Kluftfläche gegenüber dem 
östlicheren etwas abgesenkt. Der Absenkungsbetrag ist 
jedoch bei enge aneinander gelegenen Klüften meist unme߬ 
bar klein; nur an besonders geeigneten Stellen läßt sieh 
die Absenkung nacliweisen, nämlich da, wo infolge der Denu¬ 
dation mehrere benachbarte» Kluftwände hintereinander 


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Zftstört sind; dort erscheinen gleicht» Schichtflächen je nach 
der Breite der Schlucht um einen gewissen geringen Betrag 
.Togesenkt. 

Da sich diese Verhältnisse im ganzen Gebiet des Elb- 
talgrahcns westlich der Linie Hoher Schneeberg—Hohe Liebe 
unausgesetzt wiederholen, so summiert sich diese ständige 
Wiederholung zu einer allmählichen Abbiegung des Elb tal- 
grabcns. deren Effekt wir schließlich darin sehen, daß der 
Pläner, welcher lx?i Königstein noch etwa 250 m hoch liegt, 
in Dresden in einer durchschnittlichen T.efc von 10 bis 
30 m crbohrt worden ist. 

b) Die Kamnitzer Richtung. 

Das Verbreitungsgebiet der Klüfte dieser Richtung ist 
nach Wostell begrenzt durch die von Rodenbach nordöstlich 
^reichende Wölbungsachse. 

Die Klüfte der Kanmitzer Richtung streichen 
N 80° O bis w e s t ö s 11 i c h, 

also parallel den von der erzgebirgisehen Richtung nach 
Osten abgelonkten Kanmitzer Verwerfungen. 

Sie sind besonders häufig im Gebiete des Kamnitzbaches 
und des Roten Floßes zwischen Kirnitzsch und Khaa. Das 
s ysten« selbst ist ein Abkömmling des erzgebirgisehen. 

Etwa am Hohen Schnee1>erg stößt die Erzgebirgsflexur 
auf die präexistenten Falten des Elbtalschiefergebirges. Die 
Voigt.* davon ist ein unvermitteltes Ablenken der ersteren 
aus der NO-Riehtung in die O-Richtung. Südlich Hoher 
>chneebcrg — Tctschcn—Böhmisch Kamnitz entstanden im 
Lauft» dieser Bewegung die bekannten Verwerfungen, 
während es im nördlichen, also der Lausitz zu gelegenen 
Teile nur zur Herausbildung von Klüften kam. In engem 
Zusammenhang: mit dieser Tatsache steht der l instand, daß 
(lii* südlichsten, den Verwerfungen am nächsten liegenden 
Klüfte zugleich die charakteristischsten sind, während mit 
zunehmender Entfernung nach Norden hin ein allmähliches 
Abklingen und eine Interferenz durch die Lausitzer Rich¬ 
tung zu beobachten ist. 

V. I>Ie Tektonik der sächsischen Kreide. 

Dag Oebiet der sächsischen Kreideablagerung nennt 
Lkpsiis eine „tektonische Graben Versenkung“. Diese Be¬ 
zeichnung ist insofern irreführend, als es sich nicht um 
•*inen Graben in dem Sinne handelt, als ob rundliche 


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Brüche oder steile Flexuren i vorhanden wären, sondern um 
einen Graben in dem Sinne einer muldenförmigen Ein¬ 
senkung. Der Bau der;Mulde ist unsymmetrisch, denn der 
Südflügel übertrifft den Nordflügel um ein Bedeutendes an 
Breite; auf der Linie Altendorf—Scliandau—Gottleuba ist 
der erzgebirgische Flügel fast achtmal breiter als der 
Lausitzer. Die Achse der Mulde wird auf sächsischer Seite 
etwa durch den Lauf der Elbe gekennzeichnet. 

Wir befinden uns hier in einem bereits seit dem Paläo¬ 
zoikum tektonisch beanspruchten Gebiet; es ist gewisser¬ 
maßen eine labile Krustenzone, die im Norden und Süden 
zwischen feste Backen eingeklemmt ist. Ein solches Binden¬ 
stück ist nicht gekennzeichnet durch kurze, katastrophale 
Ereignisse, sondern es hat vielmehr die Tendenz zu lang¬ 
fristigen, sich stetig wiederholenden, in auf- und abwärts 
steigenden Kurven sich erschöpfenden Bewegungen. Auf 
jeden Fall ist Kontinuität und Langsamkeit der Bewegungen 
ein auffallendes Charakteristikum derartiger Zonen. 

Auf vorcenomane Bewegungen weisen die an der 
Lausitzer Störungslinie erhalten gebliebenen Jurareste und 
die Kotliegendscholle von Wolfsberg hin. 

a) Hebung des Erzgebirges, Absinken der 
Kreidemulde, Entstehung des Lausitzer 
Kluftsystems. 

Zur Zeit der Kreideablagerung befand sich der bereits 
präcenoman vorhandene Graben in langsamer, aber steter 
Senkung; nur so ist die Ablagerung dieser mächtigen 
Sedimente denkbar. Nach Abschluß der Sedimentation ist 
dann die Bewegung zum Stillstand gekommen. Im Früh¬ 
tertiär aber erwachte die* alte Senkungstendenz von neuem. 
Der Grund für das Wiederauftreten der Absenkungserschei¬ 
nungen und letzten Endes der Grund für die gesamte 
Tektonik der Sächsischen Schweiz überhaupt ist zu suchen 
in der Heraushebung des Erzgebirgskammes. 

Die Emporpressung de«? Erzgebirgskammes erfolgte be¬ 
kanntlich dergestalt, daß der südliche Rand in Brüchen 
und steilen Flexuren beträchtlich nach Böhmen hin absank, 
während im Norden eine schildförmige Emporwölbung 
stattfand. 

Diese Aufwölbung des nördlichen Gneisvorlandes des 
Erzgebirges hatte eine Hebung des Südflügels des Lepsius- 
scheri Grabens zur Folge, wodurch der Südrand der Kreide¬ 
platte in ein wesentlich höheres Niveau kam als der 


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Nordrand. Für das Gebiet Tharandt—Grillenburg macht 
nach Staff die Hebung etwa den gleichen Betrag aus 
wie die gesamte cenomane Absenkung. 

Eine genaue Schätzung gestatten die Verhältnisse im 
Süden des Arbeitsgebietes. Am Südabhange des Hohen 
Schneeberges streicht che Plänerschicht in einer Höhe 
zwischen 500 m und 550 m aus, während im Biclagrunde 
nahe Königstein dieselbe Schicht in etwa 250 m Höhe aus¬ 
streicht, so daß auf eine Entfernung von 12 km die Hebung 
etwa 300 m beträgt. 

Diese einseitige Hebung konnte nun nicht ohne Einfluß 
auf die starre Kreidetafel bleiben. Durch die Vermehrung 
der Massen bei der Heraushebung des Erzgebirges mußte 
eine Verminderung des Raumes eintreten; diese nun wieder 
konnte sich dergestalt äußern, daß das dazwischen liegende 
Gebiet entweder gefaltet oder gehoben oder abgesenkt wurde. 
Da wir uns in einer seit dem Paläozoikum labilen Zone 
mit ausgesprochener Senkungstendenz befinden und die 
Kreidemulde ohnedies unter dem Drucke der Sediment- 
belastung stand, so erfolgte Absenkung. 

Jedoch geschah diese Absenkung nicht auf beiden 
Flügeln der Mulde gleichmäßig. Der erzgebirgische Flügel 
ist bis um das Achtfache breiter als der Lausitzer, und 
schon aus diesem Grunde* mußte der Effekt auf beiden 
Flügeln ein verschiedener sein. Hierzu kommt dann noch, 
daß der Südflügel auf bereits paläozoisch gefaltetem Unter¬ 
gründe liegt, der infolgedessen starr und widerstandsfähig 
war, während der Nordflügel auf der sehr schmalen und 
darum relativ steilen Granitl>ösehung lag. 

Durch die Emporhebung des Südrandes der Kreidetafel 
und die damit zusammenhängende sekundäre Absenkung 
der Mulde wurden die ursprünglich horizontal abgelagerten 
Schichten aus der schwebenden Lage in eine nördlich 
geneigte überführt. Die Schichtenneigung beträgt zwischen 
der Erzgebirgsflexur und der Elbe etwa 2—3° nach N. 
Jenseits der Elbe fallen die Schichten nur selten und 
ganz leicht nach N; meist liegen sie horizontal oder fallen 
sogar leicht nach S ein. 

Nimmt man eine durchschnittliche Neigung von 2° an, 
so würde die Heraushebung des südlichsten Randes der 
Kreideplatte etwa 525 m betragen, bei einer Breite von 
15 km; einer durchschnittlichen Schichtenneigung von 2,5° 
würde eine Hebung von 650 m entsprechen. 


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Die Elbe bezeichnet die Linie, wo die Neigung aus 
über 2° in die horizontale Lage übergeht. Es entsteht also 
auf diese Weise ein Knick in der Tafel, der vom Lauf der 
Elbe benutzt worden ist. Wir dürfen diesen Knick wohl 
deuten als die* Projektion der Muldenachse auf die darüber 
liegende Kreidetafel, längs welcher die tiefste Absenkung 
erfolgte. Diese Achse liegt also dem nördlichen Graben- 
rarnl bedeutend näher als dem südlichen. 

Auf dem Nordflügel erfolgte nun nicht wie auf dem 
Südflügel eine bloße Neigung der Schichten; denn hier 
machte sich dasselbe Maß der Absenkung auf einem sechs- 
bis achtmal schmäleren Streifen mit darum um so größerem 
Effekt geltend. Das Einsacken der Mulde äußerte sich 
hier in Zerrungserscheinungen. Es erfolgte in der Mulden¬ 
achse von unten her ein Zug auf die darüberliegendejn 
Partien der Kre datte. 

ln der Ae! und deren nächster Umgebung 

äußerte sich dieset -ug senkrecht nach oben; mit zu¬ 
nehmender Entfernung von der Achse wurde er jedoch 
immer schräger und schräger, bis er am Rande der Mulde 
parallel der Böschung verlief. Ihren tektonischen Ausdruck 
fand diese Zerrung in der Ausbildung eines Kluftsystems, 
welches parallel der Achse und parallel der dies* ’eich- 
gerichteten Muldenkante verläuft. 

ln der Achse selbst und deren Nähe müssen diese Klüfte 
entsprechend der Zugrichtung seiger stehen: je weiter man 
aber nach N gegen den Rand der Mulde hingeht, um so 
schräger müssen sie einfallen, bis an der Muldenkante 
selbst die Komponente, die ein Gleiten parallel der Unter¬ 
lag«* herbei zuführen trachtete, ihr größtes Maß erreichte. 

Dies führte schließlich zur Herausbildung der wohl- 
bekannten Harnische, welche längs der Lausitzer Störungs¬ 
linie in instruktiver Weise das tektonische Bild vervoll¬ 
ständigen. 

Damit ist auch vollkommen die eigentümliche Tatsache 
erklärt, daß das Lausitzer Kluftsystem nur auf dem 
schmalen Streifen von der Überschiebung bis wenig jenseits 
der Elbe auftritt, nicht aber auf dem breiten Südflügel der 
Mulde; denn sowie die Achse der Synklinale um ein wesent¬ 
liches überschritten ist, sind die Prämissen für dieses System 
nicht mehr gegeljen. 

So folgt denn aus den vorstehenden Erörterungen, 
d a ß die i m L a u s i t z e r S y s t e m z u s a m m e n - 
gefaßten Klüfte nicht Dru c k e rs e he i n u n gen 


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?«i n(1, sondern im Gegenteil ihre Ursache in 
Zerrungen haben, die von der Achse der abäinkenden 
Kreidemulde ausgehen. Es sind gewissermaßen Serien von 
Disjunktivbrüchen, deren Sprunghöhe unmeßbar klein ist. 
(Abb. 3.) 

b) Entstehung des e r z g e b i r g i s c h e n Systems. 

In der Gegend von Bodenbach stößt die Erzgebirgsflexur 
mit den bei Gottleuba—Berggießhübel unter die Kreide 
einfallenden paläozoischen Falten zusammen. Die unmittel- 



Abb. 3 Entstehung der Klüfte durch Zerrung in der Muldenachse. 

bare Folge dieses Zusammentreffens zweier gegeneinander 
gerichteten Bewegungstendenzen ist ein Abbiegen a) der 
t-lbtalgebirgischen in die Wildsteiner Richtung, b) der erz- 
gebir ien in die Kamnitzer Richtung. 

nach NO gerichtete erzgebirgische Tendenz ist 
jedoch noch immer kräftig genug, um in der alten Rich¬ 
tung weiter von Eulau bis zur Granitgrenze, wenn auch 
keinen Bruch oder Flexur, so doch wenigstens eine Zer¬ 
rüttungszone zu schaffen. Die Wirkung dieser Kraftäuße¬ 
rung der erzgebirgischen Tendenz sehen wir einmal in 
der Aufsattelung der paläozoischen Schichten, wie sic 1 uns 
zwischen Nieder- und Obergrund im Elbtale entgegentreten, 
andererseits in den nähen förmig geordneten basaltigen Auf¬ 
brüchen, welche dieser Zerrüttungszone folgen und fächer¬ 
artig auseinandergehen, um sich der Kamnitzer Streich- 
richtung anzupassen. 

Die wichtigsten Basaltlinien sind: 

a) Großer Zschirnstein—Eisenhübel—Sauhübel—Großer 
Winterberg—Goldstein—Zeughaus—Pohlshorn = N öO 
bis 60° O; 

b) Großer Winterberg — Spitzes Horn — Hochhübel — 
Wettineiche—Mühlhübel—Wolfsberg = N 60—70° O; 

c) Raumberg — Hohwiese — Bittier— Neuhaus—Zeidler- 
Husche = N 80° O. 


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Die Emporwölbung des Paläozoikumsattels bei Nieder - 
grunrl bildete ein Scharnier, von dem aus die unter dem 
Druck der Erzgebirgsheraushebung stehende Abbiegung des 
präzenomanen Grabens in westlicher Richtung geschah. Die¬ 
selbe erfolgte nicht nickweise in Brüchen oder Floxuren. 
sondern langsam und kontinuierlich. Auf die darüberliegende 
starre Sandsteinplatte äußerte sich -das schrittweise Ab¬ 
biegen der Unterlage in Zerrungen, als deren Effekt dir* 
parallel zu der Erzgebirgsflexur und dem Frauenste in— 
Dippoldiswaldaer Po rphvrst reichen verlaufenden Klüfte von 
N 25—30° O ,in die Erscheinung traten. Die seigere Stellung 
derselben deutet auf einen gleichmäßigen Zug von unten. 

Da infolge dieser progressiven Abbiegung der Mulde 
jede westlicher gelegene Kluft fläche gegenüber der öst¬ 
licheren eine wenn auch nur geringe Absenkung erfahren 
hat, ist im Elbtale sehr oft eine leichte westliche Schichten¬ 
neigung festzustellen. Bei einem zwischen zwei entfernteren 
Klüften infolge von Denudation entstandenen Hiatus ist 
an der Verschiebung ein und derselben Schichtfläche der 
Betrag der Absenkung leicht zu ersehen. 

Wir kommen demnach zu dem Resultat, daß d i e 
Klüfte des erzgebirgisehen Systems, ähnlich 
wie die des Lausitzer, ihre Entstehung nicht Druckwirkungen 
verdanken, sondern es sind ohne Z w e i f e 1 Zer¬ 
rungsphänomene. Die erzgebirgischen Klüfte sind 
ihrer Entsetzung nach als Verwerfungen anzusprechen. 

Im tektonischen Bilde der sächsischen Kreidemulde 
findet demnach eine doppelte Senkungserscheinung ihren 
Ausdruck. Unter dem Drucke der nördlich fortschreitenden 
erzgebirgischen Tendenz kommt es einesteils zu einem Ein¬ 
sinken der Kreidemulde und zur Ausbildung der elbtal- 
gebirgischen Klüfte, anderenteils erfolgt ein allmähliches 
Abbiegen des Elbtalgrabens in westlicher Richtung und 
Anlage des erzgebirgischen Kluftsystems. 

Der östlich von der Aufsattelung des Paläozoikums bei 
Mittelgrund liegende Flügel der Sächsischen Schweiz erfuhr 
in der jungen Phase keine progressive Abbiegung, sondern 
erscheint vielmehr in seiner Gesamtheit oder auch überhaupt 
nicht abgesenkt; denn die Kreideschichten fallen nicht nach 
Süden ein, sondern bewahren durchweg ihre horizontale 
Lagerung. 

Die westöstlich streichenden Klüfte des Kamnitzer 
Systems entsprechen genetisch durchaus den 


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südlichen Verwerfungen und sind demnach auch 
als solche anzusprechen. 

Ein schematisches Bild der jungen Bewegungen gibt 
die in der Anlage beigefügte Zeichnung: Die im sudetischen 
Streichen verlaufende Kreidemulde wird durch die nach 
NO gerichtete erzgebirgische Tendenz von Bodenbach bis 
zur Lausitzer Störungslinie quer aufgesattelt. Westlich dieser 
Emporwölbung biegt der Elbtalgrabon allmählich gegen 
Dresden hin ab; südlich der Linie Bodenbach—Kamnitz 
erfolgt durch zahlreiche Verwerfungen ein Absinken der 
Kreide; östlich liegt der postpliocäne Einbruch des Zittauer 
Beckens (vgl. Staff). (Abb. 4.) 

Die tektonischen Verhältnisse geben zugleich eine Er¬ 
klärung für die Entstehung' des Elbedurchbruchs bei Boden- 



Abb. 4. Junge Phase der Bewegung. 


bach. Augenscheinlich erfolgte der Lauf der Elbe zunächst 
längs der Böschung des aufsteigenden Sattels bis ziemlich 
an die Granitgrenze. Hier geschah nun die Aufsattelung 
infolge des Ausklingens der Bewegung sehr langsam, so daß 
die Ausnagung des Flußbettes mit ihr Schritt halten konnte. 
Nachdem aber der Sattel einmal quer durchsägt war, 
benutzte die Elbe die absinkende Mulde als Bett, so daß 
der Verlauf des Flusses mit dem Streichen der Mulden¬ 
achse zusammenfiel. 

VI. Der Granit und die Rückfaltuug. 

Durch das Einsacken der Mulde imd die damit in 
Zusammenhang stehende Raumverkürzung zwischen Erz- 


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gehirge und Lausitzer Massiv wurde die nach N gerichtete 
Bewcgungstondenz in ihrer Intensität wohl auf einigt; Zeit 
gemindert, konnte aber nach vorläufiger Stabilisierung der 
tektonischen Verhältnisse wieder verstärkt in die; Er¬ 
scheinung treten. Der von SW kommende Druck auf das 
Lausitzer Massiv wurde von diesem weiter nach NO geleitet, 
bis die sudetischen Massen und die hinter diesen liegende 
starre Russische Tafel der Bewegung endgültig ein Ziel 



Abb. 5. Schematische Übersicht über die Kluftsysteme im sächsischen 
i^uadergebirge. 1 : 100000. 


setzten. Wie sich die elektrische Spannung an einem Wider¬ 
stande steigert, so mußten sich auch hier die tektonischen 
Kräfte potenzieivn, bis sie fähig waren, einen Ausweg zu 
schaffen. Als solcher kam nur der Rückstau in Frage. 
So sehen wir den ursprünglich nach NO gerichteten Schub 
unter dem liegendnick der Russischen Tafel umgewandelt 
in eine nunmehr nach SW zielende, rückläufige Bewegungs- 
tcmlenz. Dort, wo dieselbe auf die Grenze zwischen Granit 


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10 9 

und Sandstein traf, fand sie im Gegensatz zur Russischen 
Tafel eine seit dem Paläozoikum labile Zone vor, so daß es 
ihr ein leichtes war, den Granit zu heben und über die 
Kreide hinwegzusehieben. Die Lausitzer Storung erscheint 
also nach einem ursprünglichen Abgleiten der Kreide in 
einer zweiten Phase als eine „erzwungene Rückfaltung“ 
im Sinne von Sums. 

Beweise für eine spätere Aufschiebung des Granits 
auf die Kreide sind längs der Störungslinie reichlich vor¬ 
handen 

1. Seit Cotta schon sind zahlreiche Schürfe bekannt, 
wo sieh der Granit unter einem Winkel von 15—(55° schräg 
über den Sandstein schiebt. Eine Folge dieser Aufpressung 
des Granits auf den Quader ist die Überschiebung des Ceno¬ 
man« auf den Brongniarti bei Hohnstein und am Mühlhübel 
bei Neudorf. 

2. Für die postkretazische Tektonik wichtig sind di * 
zahlreichen Deformationszonen, welche die Granitgrenze in 
ihrer ganzen Erstreckung begleiten. Diese Zertrümme¬ 
rungserscheinungen sind schon öfter genauer beschrieben 
worden, so daß sich eine eingehende Darstellung erübrigt. 
Bemerkt sei nur, daß die Zermalmungen, Klüfte und Har¬ 
nische nicht nur den Granit und dessen Diabas-, Diorit- 
und Porphyritgänge, sondern auch »den Sandstein selbst 
betreffen. 

Die Zcrtrümmerungszonen begleiten in einem 300 bis 
1000 m breiten Bande die Störungslinie auf ihrer ganzen 
Erstreckung. Auf seiten des Sandsteins stellen sich an 
der Überschiebung nicht selten Klüfte ein, welche nach X 
fallen und den unter den Granit einschießenden Grenz¬ 
flächen parallel gehen. Auf seiten des Granits dagegen 
findet sich neben den sonstigen Zertrümmerungserschmnun- 
gen ein dessen Grenze parallel gehendes System feiner 
Spalten und schmaler Risse, welche meist durch Quarz 
verkittet sind. 

Die Deformationszonen l>eweisen. daß auf die passive 
Phase de^ Abrutschens der Kreideschichten eine Zeit leb¬ 
hafter Aktivität folgte, als infolge der Rückbeweg mg die 
Überschiebung des Granits auf die Kreide statt fand. 

Von besonderem Interesse sind größere Quarzgä ige, 
welche ül>erall ein typisches Lausitzer Streichen innehalten. 
Sie finden sich nicht nur in der nächsten Umgebung der 
Störungslinie, sondern auch in den entfernteren Bezirken 


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des gesamten Granitareals. Sie durchsetzen den normalen 
Granit wie auch dessen Zermalmungszonen; auch ältere 
Gänge — wie der Diabasgang des Keilholzes nordöstlich 
Lichtenhain — werden von ihnen durchschnitten. Zweifellos 
verdanken diese Quarzgänge ihre Entstehung der Hebung 
des Granitmassivs, bei dessen Emponvölbung sie aufrissen, 
während späterhin eine Ausheilung dieser Spalten mit Gang¬ 
quarz stattfand. 

Nachdem das Spiel der tektonischen Kräfte sich aus¬ 
geglichen hatte, erfolgte auf die Heraushebung der Lausitzer 
Scholle und deren Überschiebung über den Sandstein als 
Schlußphase im Zittauer Becken ein Absinken des Granits. 
Es ist dies die „postbasaltische Dislokationsphase“ Staffs. 
welche gegen Ende des Oberoligocäns als eine nordwärts 
gerichtete Senkungscrscheinung sich äußerte und in Ver¬ 
bindung mit dem Durchbruch der nordwestböhmischen Ab¬ 
senkung steht. Der Granit muß also früher bedeutend 
höher gewesen sein als jetzt. Staff setzt den von der 
Überschiebung „wieder rückgängig gemachten Betrag“ auf 
wenigstens 250 m. 

Ergebnis: Für die Tektonik der sächsischen Kreide 
sind folgende Phasen von Bedeutung: 

1. Die Heraushebung des Erzgebirges bewirkte ein 
Einsacken der Kreidemulde und ein Abgleiten des nörd¬ 
lichen Flügels der Kreide, wodurch infolge von Zerrungen 
die Anlage der Lausitzer Klüfte erfolgte. 

2. Die Aufsattolung des Paläozoikums bei Bodenbach 
schuf eine Wölbungsachse, von welcher sich westlich der 
Elbtalgraben abbog unter Herausbildung der orzgebirgi- 
sclien Klüfte. Dieselben sind ebenfalls Zerrungsphänomene. 

3. Der Verlauf der Lausitzer Störungslinie ist keine 
Erosionskontur, sondern beruht auf tatsächlich gewundener 
Anlage. 

4. Der Verlauf der Kluftsysteme steht, in Zusammen¬ 
hang mit der Art der Wendung aus dem variskisclien in 
das sudetische Streichen. 


VII. Das Grundgebirge. 

In engstem Zusammenhang mit der Tektonik der säch¬ 
sischen Kreide steht die Frage nach der Beschaffenheit 
des Grundgebirges. Hier stehen zwei Ansichten einander 
gegenüber. 


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Lepsius verlegt die Ablagerungsgrenze der sächsischen 
Kreide einerseits in die Linie „Tharandt—Dippoldiswalde— 
Markersbach'—Kollendorf“, andererseits „nicht weit nörd¬ 
lich vom jetzigen Granitrande“. Nach seiner Meinung 
„überflutete das cenomane Kreidemeer plötzlich diese Gegen¬ 
den, weil eine tektonische Graben Versenkung geschah“. 

Nach anderer Ansicht ist das Grundgebirge die Ab¬ 
rasionsfläche der mit breiter Stirn vordringenden Meeres- 
transgression und die Sächsische Schweiz in ihrer heutigen 
Gestalt nur das Relikt einer weitdimensionalen Sediment¬ 
decke. die die Lausitz vollkommen überdeckte und auch 
•inen großen Teil des Erzgebirges einbezog. 

Hettner faßt das Grundgebirge als Abrasionsfläche 
im Sinne von Richthofen auf. Nach ihm müßte der 
Sandstein auch die Lausitzer Platte bedeckt haben, „denn 
*•$ läßt sich kein Grund denken, warum die Verwerfung 
gerade mit der Bildungsgrenzc des Sandsteins Zusammen¬ 
fällen sollte“. Demgegenüber verlegt Beck „jene Küsten¬ 
linie nicht weit jenseits der Lausitzer Hauptverwerfung“, 
•ia, er hält sogar „dieses räumliche Zusammentreffen“ für 
„kein zufälliges“, sondern begründet es damit, daß „tekto¬ 
nische Störungslinien häufig nahe bei und parallel mit 
Küsten verlaufen oder geradezu mit solchen zusammen¬ 
fallen“. Die längs der Lausitzer Störungslinie von Hohn- 
>r» in bis Zeidler erhaltenen Jurareste weisen auf eine vor- 
• enomane Absenkung hin, weil der Jura sonst überall auch 
unter der Kreide abgetragen ist. Piktzsch schreibt in 
bezug auf mesozoische Krustenbewegungen: „Kunde davon 
tfebeu u. a. die an der Lausitzer Überschiebung bei Ilohn- 
>tein eingeklemmt erhaltenen Reste von Juraschichten, 
•leren Hauptgebiet schon vor der oberen Kreide so weit 
abgetragen sein muß, daß sie eben nur an dieser Linie 
erhalten sind — was auf eine ältere, vielleicht kimmerische 
Anlage der letzteren deutet.“ 

Eine Küstenführung nahe der Lausitzer Störungslinie 
würde auch die Tatsache des Auftretens grober Konglo¬ 
merate mit Gerollen bis Eigröße nahe Zittau hinreichend 
erklären. Nach Scupin sollen •allerdings diese Gerolle vom 
Iser- und Riesengebirge stammen. Zwei Tatsachen jedoch 
sprechen dafür, daß diese Gerolle aus der Nähe gekommen 
>ind: 

1. Es enthalten die Konglomeratbänke zahlreiche Ge¬ 
rolle von Brauneisenstein, die nach Beck „gewissen jetzt 


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112 

zerstörten Schichten der Juraformation auf der Lausitzer 
Hochfläche entstammen“. 

So finden sich diese grobkonglomeratischen, an Gerollen 
von Brauneisenstein reichen Bänke in typischer Ausbildung 
auch bedeutend weiter westlich, nämlich im Brongniarti 
des Benediktsteines bei Hinterhennsdorf. 

2. Sodann aber gehen die konglomeratischen Bänke 
durch die gesamte Labia tus- und Brongniartistufe hindurch, 
was doch wohl auf Konstanz der Küste und nicht auf 
eine nur zufällige lokale Strömung deutet. Gerade dieser 
Umstand spricht ganz besonders für eine Fortdauer der 
Bewegung während der Ablagerung der oberen Kreide. 

Sei 7 pin weist darauf hin. daß an der Lausitzer Störung*- 
linie nahe Hintcrdaubitz „Cenoman in mergeliger Fazies¬ 
auftritt, weshalb er auf eine entfernte Küste diagnostiziert. 
Jedoch ist dieses mergelige Cenoman nur von geringer Be¬ 
deutung, und jedenfalls ist eine derartige Einlagerung inner 
halb normaler Schichten viel eher durch lokale Vorgänge, 
wie Strömung usvv. zu erklären, als das Herboibringen so 
gewaltiger Konglomera.tmas5.en aus weiter Entfernung. 
Zudem tritt bei Daubitz die Brongniartistufe bereits wieder 
in konglomeratischer Ausbildung auf mit den typischer 
Braunsteingeröllen. 

Cenoman in mergeliger Fazies findet sich übrigens auch 
an anderen Stellen, z. B. auf dem Kahlebusch bei Dohna, 
dem Gamighügel bei Kreischa, dem Hohen Stein bei Dresden. 
Diese Hügel haben die Auflagerungsfläche des Cenoman* 
inselförmig überragt, am Kahlbusch beispielsweise um etwa 
50 m; während das tieferliegende Cenoman von normaler 
Beschaffenheit ist, entstand auf den Kuppen selbst die 
mergelige Klippenfazies. Piktzsch sagt hierüber: „Infolge 
dieser ursprünglichen Niveauversehiedenheiten liegt die 
Auflagerungsfläche des Cenomans auf dem Kahlbuschgipfel 
in einer solchen Höhe, daß sie bereits in die Labiutus- 
schichten lagen würde, wenn diese sieh hier auf dem 
Cenoman erhalten hätten.“ 

Staff faßt sein Urteil dahin zusammen: „Die Senkung 
erfolgte hier also rascher aft die brandenden Wogen eine 
eben«' Abrasionsfläche zu schaffen vermochten. Der Boden 
dieses Meeresarmes sank w ährend der Oberkreidezeit dauern ! 
ab, so daß eine mächtige Serie faziell gleichbleibender 
Seichtwasserschichten in ihm abgelagert werden konnte, 
deren foinsandiges und toniges Material auf fluviatilem 


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Wege von dem benachbarten, tiefgründig verwitterten, mit 
Crednericn bestandenen Peneplainküsten herbeigeschafft 
wurde.“ 

Von Interesse ist ferner die von Gutbier bereits fest¬ 
gestellte Kreuzschichtung in der Labiatusstufe von König¬ 
stein elbaufwärts bis Tetschen. Die söhligen Hauptschichten 
werden unter spitzem Winkel von nach W oder NW 
geneigten Nebenschichten geschnitten. Beck erklärt im 
Anschluß an Frantzen dieses Phänomen als durch die 
Strömung der an der ganz nahen Küste einmündenden Flüsse 
oder durch die von der Küste zurückflutenden Brandungs¬ 
wellen hervorgebracht. 

Nach den Untersuchungen Kossmats über Schwere- 
anomalicn stellt das Gebiet der sächsischen Kreide ein 
Massendefizitgebiet dar, das sich deutlich vom Lausitzer 
Überschußgebiet abhebt, das aber ins Erzgebirge hinein 
verläuft. Wir würden dann das Bild eines unsymmetrischen 
Grabens haben, der zwischen Lausitzer und Erzgebirgsscholle 
eingeklemmt ist, eines Ausläufers „der durch Kreidesedi¬ 
mente erfüllten Senke am sudetischen Innenrande“. 

Die sächsische Kreide ist somit nicht auf einer 
unbewegten Abrasionsfläche abgelagert worden, sondern es 
sind im fraglichen Gebiet zwei Flügel zu unterscheiden, ein 
südlicher, der während der Sedimentation langsam nieder¬ 
ging, und ein nördlicher, der entweder stehen blieb, oder 
— was wahrscheinlicher ist — langsam gehoben wurde 
und von der Sedimentation freiblieb. 

Auch der paläontologische Inhalt der sächsischen Kreide 
verweist auf eine nahe Küstenführung; denn allenthalten 
begegnet man Formen einer litoralen Fazies. Wir müssen 
uns also in einem Gebiet befinden, bei dem die Über¬ 
flutung den Wert der Absenkung nur um ein 
Geringes über troffen hat; das kann aber bei der 
großen Mächtigkeit der Kreidesedimente nur in einer lang¬ 
sam absinkenden Mulde der Fall sein. Auch die Klippen¬ 
fazies weist darauf hin, daß an eine Abrasionsfläche nicht 
zu denken ist. 


VIH. Ergebnis. 

Tektonische, petrographische und paläontologische 
Gründe sprechen dafür, daß die Auflagerungsfläche der 
sächsischen Kreide eine einheitliche Abrasionsfläche im 
Sinne Richthofens nicht gewesen sein kann, sondern daß 

Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 8 


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tatsächlich — um nochmals mit Lepsius zu sprechen —. 
„eine tektonische Grabenversenkung ge¬ 
schah“, die das Gebiet südlich der Lausitz 
unter den Meeresspiegel brachte und lange 
Zeit hindurch in dieser Bewegung an hielt. 

Leipzig, Geolog. Institut, März 1923. 

[Manuskript eingegangen am 23. April 1923.] 


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4. Die Kräftegruppen des Vulkanismus und der 
Tektonik und ihre gegenseitigen Beziehungen. 

Gin Rückblick und Ausblick« 

Von Herrn Hans Reck in Berlin. 

Meines verehrten Lehrers, W. v. Branca, am 9. Sep¬ 
tember dieses Jahres vergangener 80. Geburtstag wurde mir 
der Anlaß zu den folgenden Zeilen. 

Solche seltene Tage sind kurze Ruhepunkte im hasten¬ 
den Zeitlauf. Sie bergen die Stunden der Rückschau, 
des Überblickes über die Ernte eines Lebens, v. Branca 
ist aus dem Kreise der Schaffenden getreten. In stiller 
Zurückgezogenheit durchwandert er des Lebens Abend. So 
muß ein Jüngerer für ihn sprechen, das Bild zu geben 
versuchen, das weit vollkommener er selbst hätte zeichnen 
können. In kurzen Strichen soll es jenes Wirken des 
Meisters herausheben, das seinem Herzen, seinem Sinnen 
am nächsten lag, das ihn am meisten bewegte gerade in 
den rührigsten Jahren seines Schaffens. Kein anderes Feld 
seiner Tätigkeit war so heiß umstritten, auf keinem tobte 
der Kampf der Meinungen so heftig als auf diesem. Dieses 
Kampffeld ist der Vulkanismus — und zwar die Lehre 
vom Vulkanismus in seinen Beziehungen zur Tektonik. 

Allein die Zeit ist zu ernst zu beschaulichem Rück¬ 
blick allein. Rückblick ist fruchtlos, wenn sich an ihn 
nicht ein Ausblick knüpft. In der Frühzeit v. Brancas 
Tätigkeit, vor einigen 40 Jahren, lag der Fragenkomplex 
seines Arbeitsgebietes noch ganz anders als jetzt. Das 
Maß seiner heutigen Umgestaltung zeigt und ist zu einem 
gut Teil Brancas Lebenswerk und Lebenserfolg. Er sah 
selbst noch von dem Endpunkt seines Arbeitspfades die 
Weite der Probleme vor ihm. Manchen Blick seiner Schüler 
lenkte er auf diese Fragen, manches nie veröffentlichte 
Wort half ihnen dabei, solche Fingerzeige als Wegweiser 
zu erfassen für künftige Forschung. 

Schon Brancas Dissertation 1 ), seine nicht nur in 
deutscher Sprache, sondern auch in der italienischen Aka- 


*) W. Baanco, Die Vulkane des Hernikerlandes. N. Jahrb. 
f. Min. 1877. Ders., I vulcani degli Ernici. Reale Accad. dei 
Lincei, Roma 1877. 

8 * 


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demie zu Rom erschienenen Studien über die Vulkane 
des Hernikerlandes führte ihn in die Problematik des Vul¬ 
kanismus ein. Es begann damals die Zeit einer ersten 
Reaktion gegen den gerade auf dem Gebiet des Vulkanis¬ 
mus sicher zu weit gegangenen ScnoPE-DANA-LYELUscheii 
Aktualismus in der Geologie zu dämmern, welche wohl 
mit den aufsehenerregenden amerikanischen Arbeiten über 
die Entstehung der Lakkolithe 2 ) einsetzte. Bald darauf 
erkannte auch Geikie 3 ) in seinem Heimatlande die spon¬ 
tane, autochthone Kraft vulkanischer Befreiungsakte und 
legte seine Ansichten in einem Werke nieder, das fast einzig 
in seiner Art bis heute geblieben ist. 

Auch in Österreich erwachte die Erkenntnis von der 
selbständigen Kraft des Vulkanismus, wo sie der junge, 
allzufrüh verstorbene Löwl 4 ) verfocht, in Deutschland aber 
wurde B ras ca der Vorkämpfer dieser Idee, und an seinen 
Namen knüpft sich weiterhin in erster Linie der „Kampf 
um die vulkanische Spalte“. 

Nachdem Brancas Lebens- und Arbeitsfeld in das Gebiet 
der Alb gerückt war, regten ihn bald die dort regellos 
zerstreuten Tuff- und Basalteruptionspunkte zur Erfassung 
des großen Werkes 5 ) an, mit dem er seinen Namen in 
die Reihe der ersten Vulkanologen seiner Zeit für immer 
einschaltete. 

Es ist bezeichnend und ein Verdienst Brancas, daß 
durch ihn erstmals wieder seit des weitgereisten L. v. Buchs 
Tagen eine grundlegende vulkanologische Frage von deut¬ 
schem Geiste auf heimischem Boden zur Erkenntnis reifte. 
Das vulkanarme deutsche Land, der deutschem Forschen 
so behinderte Zutritt zum Studium rezenter vulkanischer 
Phänomene in der Natur prädestiniert dies Land nicht zu 
leichten, grundlegenden Ergebnissen auf diesem Felde der 
Forschung. 


2 ) Bes. Gilbert, Geologv of tlie Henry Mountains. Washing¬ 
ton 1877. 

3 ) A. Geikie, Ancient Volcanoes of Great Britain. London 
1879. 

Ders., On the earboniferous volcanic rocks of the Basin 
of the Firth of Forth, Transact. Roy. Geol. Soc., Edinb. 1879, Vol. II. 

4 ) Löwl. Spalten und Vulkane. Jahrb. d. K. u. K. geol. 
Reichsanstalt Bd. 36, Wien 1886. 

Ders., Eine Hebung durch intrusive Granitkerne. Verhdlg. 
d. K. u. K. geol. Reichsanstalt, Wien 1884. 

5 ) W. Branca, Schwabens 125 Vulkanembrvonen. Jahresli. 
d. Ver. f. vaterl. Naturk. i. W., Teil I, 1894. Teil II, 1895. 


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117 


Bbancas schwäbischem Werke folgten zwei Jahrzehnte 
des Kampfes um die Anerkennung seines Inhaltes. In etwa 
einem Dutzend weiterer Schriften verteidigte er seine An¬ 
sichten und baute sie aus. Eine ganze Literatur entstand 
für und wider seine Lehre. 

Es ist hier nicht der Ort, auf Einzelheiten dieses 
Streites einzugehen. Er hatte — wie meist — neben 
mancher persönlichen Dissonanz das glückliche Ergebnis, 
zur sachlichen Klärung und Vertiefung der umstrittenen 
Probleme seinen Beitrag zu leisten. Indes ein nicht seltener, 
in der Literatur aber noch wenig aufgezeigter Punkt mehr 
psychologischer Art soll hier doch kurz beleuchtet werden, 
da er gern zur Quelle unnötiger Mißverständnisse wird und 
mehr als einmal falsches Licht auf die Problemstellung 
selbst zu werfen drohte. 

Zweck des Krieges ist, mit allen Mitteln den Gegner 
niederzukämpfen, um den Sieg zu erringen. Zweck wissen¬ 
schaftlicher Polemik sollte ein ganz anderer sein, und 
deshalb dürfen ihr auch nicht alle Mittel dienen. Der 
Zweck wissenschaftlichen Streites ist, ohne Rücksicht auf 
die Person der Wahrheit zum Siege zu verhelfen. Deshalb 
muß wissenschaftlicher Kampf vor allem dem Gegner volle 
Gerechtigkeit widerfahren lassen. Diese aber liegt in erster 
Linie darin, die gegnerische Ansicht voll und ganz, klar 
und unzweideutig selbst zu erkennen und sie so auch anderen 
darzustellen, ehe man und soweit man sie zu bekämpfen 
sucht. Sonst verschiebt sich der Angriff oft auf ein Feld, 
auf welchem dem Angreifenden nur allzuleichter Sieg winkt 
— weil hier kein Gegner steht. Aber es ist ein Sieg ohne 
Frucht. Falsche oder doch unvollständige Erfassung des 
gegnerischen Standpunktes täuscht oft nicht nur den Ferner¬ 
stehenden, dem die Einzelheiten der Problematik nicht 
gewärtig sind, sie täuscht unbewußt auch oft den An¬ 
greifenden selbst, der dann gegen Windmühlen Sturm läuft. 

Dieses Moment tritt nun gerade im Kampf um die 
vulkanische Spalte dem mit überraschender Häufigkeit und 
Deutlichkeit entgegen, der in der Literatur als Tertius 
gaudens dieser Frage gefolgt ist. 

In Deutschland griffen wohl Kbanz und Deecke am 
lautesten die BßANCAschen Lehren an. Kbanz früher schon, 
meist mit besonderem Bezug auf das Ries. Das führt 
mehr zu speziellen Fragen, die hier unerörtert bleiben 
müssen. Bbanca hat diesen Angriffen gegenüber auch 
noch selbst seine Steilung verteidigt. Meine eigene Ansicht 


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118 

hoffe ich in einer geplanten größeren Studie über das 
Ries in nicht allzuferner Zeit darlegen zu können. DeeckeO 
dagegen hat noch 1917 heftige Angriffe gegen Bbaijcas 
Lehren im allgemeinen und gegen seine grundlegende Alb* 
arbeit. im besonderen unternommen, als dieser bereits nickt 
mehr antwortete. Ich selbst habe deshalb a. a. O. 7 ) auf 
einige der Irrtümer hingewiesen, welche Deeckes Arbeit 
enthielt. An dieser Stelle brauche ich nicht hierauf, nicht 
auf den Kampf (der Ansichten einzugehen, sondern be¬ 
schränke mich darauf, zu dem eben erörterten psycho¬ 
logischen Moment ein Beispiel zu geben. 

Beecke bestreitet in der genannten Publikation Bbancas 
Satz von der Unabhängigkeit der schwäbischen Vulkan- 
embryonen von der Tektonik und bezeichnet diese Un¬ 
abhängigkeit — hierin folgt er Bergeat — als eine „schein¬ 
bare“. 

Aber hat Branca jemals che Unabhängigkeit der 
Vulkanembryonen der Alb von der Tektonik schlechthin 
behauptet? Niemals. Gegen nie Behauptetes richtet sich 
liier ein Angriff. Denn in seinem Buche 8 ) ist deutlich eine 
Zweiphasigkeit des vulkanischen Geschehens aufgestellt, die 
sich darin zusammenfassen läßt, daß 

1. Auf dringen eines breiten Schmelzkuchens aus der 
Tiefe und Sfceckenbleiben desselben in der Tiefe erfolgte, 
für dessen Aufstiegsbahn Spalten als möglich zugegeben 
werden. An Deeckes Standpunkt ist daher nur die Be¬ 
stimmtheit, mit der diese Spalten vorausgesetzt werden, 
neu, ferner ihre als maßgebend für den Vulkanismus des 
Gebietes dargestellte, aber nicht erwiesene Bedeutung. 

2. Spaltenloser Durchschuß der Vulkanembryonen aus 
dem Dach dieser Injektion statthatte, eine Kraftäuße¬ 
rung, die Dekcke als Nebenerscheinung bezeichnet, trotz¬ 
dem sie zweifellos mindestens die oberen 800 m der 
Kruste, soweit also die Beobachtungen in die Tiefe reichen, 
beherrscht. 

Solch zweigeteiltes Geschehen, wie Bbanca es schon 
annimmt, enthält indes bei voller Würdigung der Bedeutung 


6 ) Deecke, Tektonik und Vulkanismus in Südwest-Deutsch¬ 
land. Diese Zeitschr. 1917. 

7 ) H. Reck, Bibliographie in Zeitschr. f. Vulkanologie, 19-3. 
Bd. VII, S. 58 bis 77. 

Ders., Die Basalt-Vulkane des Hegaues. Diese Zeitschr. 
1922. 

8 ) a. a. O., II. Teil, S. 143 ff. 


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des Sinnes niemals die Behauptung der Unabhängigkeit des 
Vulkanismus von der Tektonik schlechthin, auch nicht für 
das Albgebiet, sondern behauptet nur für eine vulkanische 
Phase die Unabhängigkeit von einer Komponente der Tek¬ 
tonik, wie im folgenden noch näher erläutert werden soll. 

Waren aber, wie schon Bbanca als möglich darlegte, 
für die erste Phase in der Tiefe tatsächlich Spalten vor¬ 
handen, für die zweite in der obersten Kruste jedoch 
nicht oder doch nur in unwirksamer Weise, so ist das in 
allem wesentlichen das Bild, das Bergeat bei seiner Kritik 
Branc Ascher Befunde gegeben hat und dem sich nun auch 
Drecke — nach seinem Angriff auf die unvollständig expo¬ 
nierte BRANCAsche Ansicht — anschließt. 

Man sieht, daß diese Ansichten letzten Endes wider¬ 
spruchslos auf Bbancas tatsächliche Ausgangsstellung 
zurückführen. Nur ein Wort wäre bei ihrer neueren Fassung 
wohl unrichtig: daß nämlich die Unabhängigkeit der Embry¬ 
onen von der Tektonik eine „scheinbare“ sei. Liegen die 
Verhältnisse in der Tat so, wie alle drei genannten Autoren 
in sachlicher Übereinstimmung annehmen, dann ist nichts 
„Scheinbares“ an dem Bilde, sondern eine scharfe Zwei¬ 
teilung des Befundes: Abhängigkeit des Vulkanismus von 
Tiefenspalten einerseits, Unabhängigkeit des vulkanischen 
Befreiungsaktes von Dachspalten bis zu mindestens 800 m 
Tiefe andererseits. 

Dies eine Beispiel möge genügen, um die Bedeutung 
des genannten psychologischen Momentes der wissenschaft¬ 
lichen Kriegführung zu beleuchten. Es möge gleichzeitig 
genügen, um aufzuzeigen, daß der BRANCAsche Satz „von 
der möglichen Unabhängigkeit vulkanischer Vorkommen von 
tektonischen Spalten“ trotz aller Angriffe auch heute nicht 
nur noch seinen Platz behauptet hat, sondern darüber 
hinaus zum gesicherten Besitzteil vulkanologischen Wissens 
herangereift ist. 

An diesen Rückblick schließt sich von selbst die Frage 
an: Was bedeutet die im Einzelfalle meist nur von lokalem 
Interesse beherrschte Feststellung, ob ein Vulkan auf einer 
Spalte sitzt oder nicht, für Fragen der allgemeinen Geo¬ 
logie? Welche Grundlagen für weitere Arbeit bietet die 
Erkenntnis der Möglichkeit spaltenlosen Auftretens eines 
Vulkans an der Oberfläche? 

Der erwiesene Einzelfall solcher Möglichkeit hat als 
notwendige unmittelbare Folge die Erkemitnis eines Gesetzes. 


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Denn was einmal möglich ist, muß bei ähnlichen physika¬ 
lischen Voraussetzungen auch wiederholt — zeitlich und 
räumlich — möglich sein. Ein solches Gesetz aber spricht 
dem Vulkanismus selbständig wirkende Kraft zu und stellt 
ihn damit wieder gleichberechtigt an die Seite der Tektonik, 
als deren willenloses Gefolge er bis dahin gerne betrachtet 
wurde. Vulkanischem Wirken wird wieder ein eigenes 
Wirkungsfeld eröffnet. Bis zu den letzten Fragen der inneren 
Dynamik unserer Erde führt also die Lehre Braxcas 
zurück. 

Indes dank der jetzt fast allgemein anerkannten 
Richtigkeit ihrer Grundsätze hat sich der Schwerpunkt der 
Fragestellung gegen früher wesentlich verschoben. Nicht 
mehr, ob es einen Punkt und welchen Punkt es gibt, an 
dem vulkanische Kraft sich selbständig befreien kann, gilt 
es heute zu entscheiden, sondern die erste Untersuchung in 
jedem vulkanischen Arbeitsgebiet hat die Frage zu prüfen, 
in welchem Verhältnis die untersuchten vulkanischen Einzel¬ 
gestalten zur Tektonik ihrer Unterlage und Umgebung 
stehen. Die Spaltenfrage der Vulkane hat sich weiter 
entwickelt zur tieferen Frage der wechselseitigen 
Beziehungen zwischen Vulkanismus und Tektonik und der 
diese Relationen beherrschenden Gesetze. 

Eine der bedeutsamsten dieser weitverzweigten Wechsel¬ 
wirkungen bleibt dabei die folgenschwere Reihe der Be¬ 
ziehungen, die zwischen Vulkan und Spalte bestellen. 

Um ihre Bedeutung zu erfassen, wird es vorteilhaft sein, 
die wirksamen Kräftegruppen von vornherein scharf zu 
scheiden. Die eine dieser Gruppen umfaßt die Gesamtheit 
der vulkanischen, die andere die der tektonischen Kräfte 
und ihrer Gebilde. Jede dieser Gruppen zeigt zwei total 
verschiedene Ansichten: ein Bewegungsbild und ein Stand¬ 
bild. Man kann letzteres wohl besser das Strukturbild nennen. 
Es ist Ergebnis und Folge des Bewegungsbildes, also jünger 
und in der Zeiteinheit dem anderen nicht ebenbürtig neben¬ 
geordnet. In dem Maße, wie die Bewegung sich veraus¬ 
gabt, reichert es ihre Spuren in seinem Formenschatz an. 
Beide Bilder sind ihrem Wesen nach Phasenbilder einer 
genetischen Reihe. Das jüngere Strukturbild der es ge¬ 
schaffen habenden Bewegungsphase wird zur genetischen 
Grundlage des nächstjüngeren Bewegungsbildes, das unter 
dem Einfluß der älteren Leitlinien nunmehr sein neues 
Strukturbild schafft. Aufgabe des Geologen ist es, die 
älteren Züge von den jüngeren zu scheiden. Die erste 


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121 


Komplikation schon in der Beurteilung des großen Rahmens 
des Problems kommt hierin zum Ausdruck. 

Ein Beispiel: Seitlicher Druck legt ein ungestörtes 
Krustenstück in Falten. Der tektonischen Phase folgt die 
vulkanische. An druckentlasteten Steilen steigt Schmelz¬ 
fluß empor, sei es als Injektion oder als Ejektion. Der 
vulkanische Zyklus läuft ab. Der Vulkan erlischt; die Tiefen¬ 
injektion erstarrt. Eine neue tektonische Phase setzt ein. 
Sie findet einen vorbestimmten Rahmen, andere Grundlagen. 
Der neue Druck sei gleichsinnig dem ersten. Trotzdem 
wird er sich nicht gleichartig auswirken können. Gleich¬ 
artig vielmehr nur da, wo das reine Faltungsbild erhalten, 
wo seit jener ersten tektonischen Periode die Faltung 
nur gleichsam unterbrochen war. Hier wird er die Falten 
weiter zusammenpressen und entwickeln können. Im vulka¬ 
nischen Gebiet aber findet er neue Widerstände einge¬ 
schaltet. Er stößt auf starre Laven und Tiefengesteine. 
Massengesteine sind in der oberen Erdkruste faltungsfeind¬ 
lich. Das vulkanische Zentrum, in analoger Weise der 
lakkolithische Kern, schält sich als bruchumrissener Block 
heraus. Meist nicht nur als Block, sondern auch als Horst 
da, wo vertikale Bewegung eine Rolle spielt, weil auch 
hierin Vulkan und Stock sich abweichend verhalten von der 
freischwebenden Sedimentdecke. Sie sind fester verankert 
in der Tiefe, Hebung und Senkung gegenüber daher ebenso 
feindlich wie Faltung aus der Horizontalen. Für die hier 
vorangestellte Spaltenfrage entsteht ein bedeutungsvolles 
Bild: im Faltenbereich, analog auch in weniger bewegtem 
Rahmen, ein vulkanisches Bruch- und Horstgebirge. Indessen 
sind die Brüche, die es durchziehen und umreißen, ganz 
oder teiweise jünger als der Vulkanismus, sind Folge und 
Wirkung vulkanischen Geschehens. 

Die Variabilität der Wirksamkeit der Kräfte im selben 
Tätigkeitsfelde ist offenkundig. Das Beispiel nahm gleich¬ 
bleibende Art der tektonischen Kraft an. Der Vulkanismus 
dagegen zeigte in den beiden Druckphasen völlig ver¬ 
schiedenes Verhalten. In anderem Falle kann naturgemäß 
auch verschiedene Art der tektonischen Wirksamkeit vor¬ 
liegen. Und wiederum zweifacher Art kann auch die 
Reaktion des Vulkanismus in der Phasenzeit sein. Die 
Summe möglicher Komplikationen zeigt vielseitige Zunahme. 

Ich beschränke mich, um klare Übersicht zu wahren, 
im folgenden auf die Gliederung des Bewegungs- 
b i 1 d e s, was um so mehr möglich ist, als das Struktur- 


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122 

bild an sich etwas Totes, Fertiges ist, das nur unter dem 
Einfluß erneuter Bewegung eine eigene Wirkung ausüben 
kann, die sich daher als Teil des neuen Bewegungsbikles 
darsteilen und abieiten lassen muß. 

Das Bewegungsbild des Vulkanismus. 

Es ist Ausdruck und Folge aktiver oder passiver Be¬ 
wegung des Magmas. 

1. Die passive Komponente des Vulkanismus 
zeigt diesen in seiner ausgesprochensten Abhängigkeit von 
der Tektonik. Tektonischer Druck von den Seiten oder 
Dachdruck kann den beweglichen Stoff eines Magma - 
reservoirs beispielsweise auf dem Wege isostatischen 
Schollen- und Schwereausgleiches in Aktion setzen. Im 
tektonischen Struktur- oder Bewegungsbild vorhandene 
Schwächestellen, die durch Spalten dargestellt sein können, 
aber nicht müssen, bestimmen die Bahnen eines solchen 
Ausgleiches, soweit nicht ein Überhandnehmen der aktiven 
Kraftkomponente des vulkanischen Stoffes diesen auf selbst¬ 
geschaffene Wege verweist, die indes auch stets da liegen 
müssen, wo sich der magmatischen Befreiung die geringsten 
Widerstände entgegenstellen. 

Es liegen heute noch wenige Anhaltspunkte vor, welche 
gestatten würden nachzuweisen, daß es gerade die Erfüllung 
dieser physikalischen Voraussetzungen war, welche die Ge¬ 
staltung im Einzelfall in der Natur bestimmt hat. Sichere 
allgemeine Merkmale, welche eine Entscheidung ermöglichen, 
ob im Einzelfallc aktive oder passive vulkanische Bewegung 
das Zustandekommen des vulkanischen Bildes bedingt hat, 
kennen wir heute noch nicht. Sie können auch in Zukunft 
nur aus einem Vergleich und der Erkenntnis gesetzmäßiger 
Wechselbeziehungen zwischen dem vulkanischen und dem 
tektonischen Bewegungsbild erwartet werden. Einer der 
wahrscheinlichsten Fälle des beherrschenden Vortretens der 
Wirksamkeit der passiven Komponente des vulkanischen 
Bewegungsbildes, der mir näher bekannt ist, dürfte im 
Epigonengebiet der beiden ostafrikanischen Vulkane Hanang 
und Ufiome vorliegen. Zur näheren Begründung muß ich 
auf die diesbezüglichen Studien 9 ) verweisen. 

9 ) H. Reck, Über vulkanische Horstgebirge. Zeitsehr. f. 
Vulkanologie, 1922, Bd. VI, H. 3, S. 155 bis 183. 

(Eine Monographie dieser beiden Vulkane und ihres epige¬ 
netischen Gürtels ist in Arbeit und wird vermutlich im Laufe 
des nächsten Jahres erscheinen.) 


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2. Die aktive Komponente des Vulkanismus 
dagegen ist es, der man mit Branca meist — und wohl mit 
Recht — die bedeutendere Rolle für das Zustandekommen 
des vulkanischen Bewegungsbildes zuschreibt. Sicher ist sie 
in den meisten Fällen nicht allein maßgebend. So gut wie 
beim Vorherrschen der passiven Komponente auch die 
aktive Kraft des Magmas mitwirken kann und wird, so gut 
kann auch die passive, also die mit von außen herantreten¬ 
den Kräften arbeitende Komponente der Bewegung sich mit 
einer vorherrschenden aktiven autochthonen Kraftquelle des 
Magmas vereinen, insbesondere sie aus lösen und in Wirk¬ 
samkeit setzen. 

Die letzte Ursache der Bewegung im Magma ist eine 
so wenig gelöste Frage wie die Raumfrage des Vulkanismus. 
Trotz eifriger Bemühungen und wertvoller Fortschritte 
unseres Wissens in dieser Richtung, an die sich besonders 
die Namen von Cloos, Daly u. a. knüpfen, sind wir heute 
noch weit davon entfernt, ein befriedigendes Gesamtbild 
des Vorganges und der wirksamen Kräfte zu haben, die 
zur Schaffung und Füllung des von den empordrängenden 
Tiefenmassen in der äußeren Erdkruste beanspruchten 
Raumes führen. Keine der bisher aufgestellten Theorien 
der Explosion, des Wegbrechens, des Aufschmelzens oder 
des Platztausches kann die vielgestaltige Gesamtheit aller 
beobachteten Einzelheiten decken und erklären; wohl wesent¬ 
lich deshalb nicht, weil auch hier eine noch unerfaßt 
vielgestaltige Kräftesynthese sich zu einem einfach 
erscheinenden Resultat entwickelt. Genau so wenig wissen 
wir über die letzten Ursachen der jeder Beobachtung und 
selbst dem naturgetreuen Experiment entzogenen Be¬ 
wegungsimpulse der Tiefenschmelze. Die Erklärung jedes 
geologischen Bewegungsbildes muß heute von dem schon 
bewegten, strömenden Magma ausgehen. Daß Wechsel und 
Unausgeglichenheit im Druck- und Temperaturgefälle 
sowie die Schwere die Bewegung in erster Linie bedingen 
und beherrschen, glauben wir zu wissen. Das „Wie u steht 
meist noch im Bereiche der Hypothese. Nur die Tatsache 
des allgemein möglichen Vorhandenseins von Bewegung ist 
z. B. durch die Beobachtung regional auftretender fluidaler 
Strukturen in Massengesteinen u. a. m. eine gesicherte Er¬ 
kenntnis. Daß solche Strömungen auch der tiefsten, nur nach¬ 
träglicher Beobachtung zugänglichen Stufe der Erdrinde eigen 
sind, der batholithischen Tiefenzone, das zeigen zahlreiche 
Profile in allen Urgebirgsgebieten der Erde, so etwa die Auf- 


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Schlüsse der skandinavischen Batholithenränder mit ihren 
Aufblätterungsstrukturen. In solchem Tiefenniveau aber 
nähern wir uns der Grenze der Verschiedenheit tektonischer 
und vulkanischer Kraft. Der Vulkanismus wird, wie Cloos 
einmal in anderem Zusammenhänge sagte, zur Tektonik 
mit hochplastischem Material. Wenn und soweit dieser 
Satz richtig ist, muß er auch umkehrbar sein. Das 
plastische Tiefenmaterial läßt bei der Umformung im 
»Streben nach neuer Gleichgewichtseinstellung in verschie¬ 
denen T ; 'fei ' rr m verschiedene Charaktereigenschaften 
erkennen, so etwa in der Art der Mineralneu- und -Umbildun¬ 
gen. der „gerichteten Kennzeichen“ usw. Die individuali¬ 
sierten starren Massen und Schollen einer äußeren Erdhaut 
und die an sie geknüpften Störungsbilder fehlen der plasti¬ 
schen Tiefe. Das Bewegungsbild, das räumlich 
dem ungeheuren Kraftfelde des Erdkerns 
näher 3teht als den Einflüssen der fernen., 
dünnen Erdhaut, dürfte auch von dort aus 
in erster Linie seine Prägung erhalten. 

Die Differenzierung des Strukturbildes, die schon die 
Batholithen in ihrer Randzone gegen eine weniger nach¬ 
giebige Umrahmung erkennen lassen, wird augenscheinlicher 
im lakkolithischen Niveau, in dem die Kuppelstrukturen 
der Mantelschichten um die intrusiven Kerne keinen Zweifel 
mehr aufkommen lassen an ihrer Entstehung durch den 
intrusiven Akt. 

Selbst solche prägnanten vulkanischen Strukturen sind 
auch denkbar als Folge einer passiven Komponente des 
Vulkanismus. Da nämlich, wo etwa sinkende Schollen des 
Umlandes in Nachbarschollen Magma isostatisch aufpressen. 
Solche Zweiheit der Kräfte könnte beispielsweise in einer 
tektonisch orientierten Lakkolithenzonc mit durch das Magma 
geschaffenen Einzelräumen zum Ausdruck kommen. Aber 
das Auftreten der Lakkolithe scheint nicht an Gebiete und 
Zeiten solcher Wechselbewegung gebunden. 

Der Beobachtung am häufigsten und leichtesten zugäng¬ 
lich ist die letzte und klarste Äußerung vulkanischer Kraft, 
welche zur Befreiung des Schmelzflusses an der Oberfläche 
führt. Die Diatrcmen und Explosionskrater sind ihr Aus¬ 
druck, auf deren Bahnen dann der Schmelzfluß zum Aus¬ 
tritt kommt. 

In diesem vulkanischen Niveau wird die Bedeutung 
der magmatischen Gase als Hauptträger der vulkanischen 
Kraft besonders augenscheinlich. Hobe Temperatur, Leichtig- 


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keit und Beweglichkeit sichern ihnen bessere Kraftnachfulir 
aus der Tiefe als dem Schmelzfluß selbst. Wieweit sie 
aufschmelaend wirken, ist noch unerkannt. Die Schmelz¬ 
wirkung des Magmas auf Bach und Wand seines Raumes 
scheint auf alle Fälle nur in großen Tiefen eine bedeutsame 
Rolle zu spielen. Bei den Gasen mag sie auch in höherem 
Niveau von größerer Bedeutung sein. Den Endeffekt liefert 
jedoch in allen bekannten Fällen der explosive Akt. 

Er setzt ein mit Erreichung des Explosionspunktes, also 
desjenigen Punktes, in dem durch Aufst-^ofdevi. Gase ihr 
Dachdruck soweit reduziert ist, daß die - Gasiddung zu 
stürmischer Expansion übergehen kann. Es ist offenbar, 
daß Hohlräume, Spalten, Haarrisse das Eintreten der Explo¬ 
sion beschleunigen und erleichtern. 

Man ist im allgemeinen stillschweigend der Meinung, 
daß der Explosionspunkt eines Durchschußkanals da gelegen 
habe, wo der Sprengkanal in der Tiefe beginnt. In der 
Tat kennt man solchen Ausgangspunkt nur in ganz wenigen 
Fällen. Und in diesen entspricht der Befund durchaus nicht 
ohne'weiteres solcher Annahme. So ist von einem der durch 
Bergbau erschlossenen Blueground-Rohre Südafrikas seine 
umgekehrt-trichterförmige Erweiterung nach unten nach¬ 
gewiesen, durch die er in einen unterlagemden Gang über¬ 
geht. Eine Durchmesserverengerung nach oben in der 
Richtung der Explosion entspricht nicht dem Bilde eines 
solchen elementaren Aktes, dessen Kräfteausmaß bei Rohr¬ 
längen von 600—1000 m, wie sie von verschiedenen Vulkan¬ 
gebieten — auch von der Alb — bekannt sind, allerdings 
ein unvorstellbar großes sein müßte. Auch Bergeat 10 ) hat 
noch neuestens betont, daß der Durchschuß aus so ge¬ 
waltigen Tiefen ein mechanisches Rätsel sei. 

Ich möchte hierzu bemerken, daß in der Tat die mir 
bekannten Nachrichten über die wenigen beobachteten 
Durchschüsse und Vulkanneubildungen auf der Erde nichts 
von derart elementarem Wirken erkennen lassen. Kräfte, 
welche Sträucher und Steine 30—50 in hoch schleudern, 
scheinen ein mehrfach vorkommendes Maß der Kraft¬ 
entfaltung zu kennzeiclmen. Das bekannte katastrophale 
Erdbeben von Ischia, das selbst an der benachbarten 
neapolitanischen Küste schon kaum mehr gespürt wurde, 
wird sogar allgemein als mißglückte, oberflächennah stecken- 

10 ) Bebgeat, Plutonismus und Vulkanismus. In „Grund¬ 
züge der Geologie“. Herausgegeben von W. Salomon. Stutt¬ 
gart 1922, S. 77. 


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gebliebene Explosion aufsteigenden Magmas gedeutet. Auch 
pflogen solche Ereignisse nicht spontan einzusetzen. Tage- 
und wochenlang vorher stoßweise einsetzende Erschütte¬ 
rungen und Geräusche gehen dem Durchbruch in der Regel 
voran. Darin aber verrät sich m. E. deutlich das 
allmähliche, ruckweise Aufdringen des Schmelzflusses 
und seiner Gase, deren endlicher Explosionspunkt 
danach sehr seicht zu liegen scheint. Die end¬ 
gültige Ausblasung des Durchbruchkanals und seine 
normale Ausrundung und Erweiterung zum Rohr des fertigen 
Vulkans kann aber dann sehr wohl erst Folge und nicht 
Begleiterscheinung des Befreiungsaktes selbst sein. So wurde 
beispielsweise bei der Nadel der Montagne Pel6e der ur¬ 
sprünglich kantige, mehr der Austrittsspalte angepaßte 
Querschnitt erst später zur Kreisform ausgerundet. Solche 
Auffassung des Vorganges der Diatremenbildung rückt sie 
jedenfalls in begreiflichere Form und setzt nicht Kräfte 
voraus, welche aus dem Rahmen normalen, heutigen vulka¬ 
nischen Geschehens weit herausfallen. 

Rückblickend ergibt sich 9omit für das Bewegungsbild 
des Vulkanismus, daß seine aktive endogene Kraftkompo¬ 
nente sowohl im plutonischen Bereich der Batholithe und 
Lakkolithe wie im vulkanischen Raum der äußeren Kruste 
wirksam sein kann olrne jegliche erkennbare Beziehung 
zur Tektonik, daß aber durch die Verknüpfung der aktiven 
mit einer passiven Komponente exogen an den Schmelz¬ 
fluß herantretender Kräfte die Übergänge einsetzen, welche 
zu den in der Regel so innigen Wechselbeziehungen mit 
der Tektonik hinüberführen. 

Das Bewegungsbild der Tektonik. 

Einer Unterscheidung von aktiver und passiver Kompo¬ 
nente im Kräftehaushalt der Tektonik kommt eine ganz 
andere Bedeutung zu. Denn der Tektonik ^wohnen in der 
Regel keine eigenen wirksamen Bewegungskräfte inne, 
sondern Tektonik im allgemeinen Sinne ist Bewegung von 
Krustenteilen durch von außen an diese herantretende 
Kräfte, ist nur passive Bewegung. Im tektonischen Akt 
schieben und heben sich die Massen nicht aus eigener 
Kraft, sondern sie werden gehoben und verschoben. 

Nur zwei Fälle führen die aktive Komjx)nente auch 
in die Tektonik ein. Der eine repräsentiert die Tektonik 
des Salzes, des Gipses und ähnlicher Gesteine, bei der dann 
auch, genau wie beim Vulkanismus, die Bedeutung und 


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das Maß der aktiven, „autoblastischen“ Kraftkomponente 
des „Salzexzems“ im Vergleich zur passiven Komponente 
des Einflusses des tektonischen Rahmens der Salzlager¬ 
stätten ein viel umstrittenes Problem ist. Der zweite Teil 
aktiver Tektonik betrifft die batholithische Tiefe, in der 
die Begriffe einer mit starren bis plastischen Massen 
operierenden Tektonik verschwimmen mit dem Begriff des 
mit plastischen bis flüssigen Massen operierenden Pluto¬ 
nismus. Für die Tektonik — besonders die der Tiefe — 
ist die letzte bewegende Ursache der Massen so wenig 
bekannt wie für den Plutonismus. 

Von speziellen Fällen abgesehen, kann also bei einer 
allgemeinen Betrachtung vulkano-tektonischer Relationen die 
aktive Kraftkomponente der Tektonik vernachlässigt werden. 

Um so wichtiger ist die das Bewegungsbild besonders 
der äußeren Erdhaut beherrschende passive Komponente. 
Sie ist es, deren Wirkung sich auf zweierlei total 
verschiedene Art und Weise äußert. Die eine Bewegungs¬ 
art verkürzt den Bogen des von den bewegten Massen 
umspannten Krustensektors durch wesentlich horizontales 
Zusammenpressen oder -schieben, wobei die tangentiale Kraft 
naturgemäß vertikale Komponent n n ich oben wie nach unten 
absplittern kann. Ihre charakteristische Wirkung ist Kom¬ 
pression, ihr Charakterbild das Faltengebirge, das Deeken- 
Gebirge. Die andere Bewegungsart ändert — meist in verkür¬ 
zendem Sinne — den Erdradius, sie löst Spannungen wesent¬ 
lich durch Bruch, äußert sich in erster Linie in Hebung und 
Senkung von Schollen, wobei bei der Erstrebung neuen 
Gleichgewichtszustandes die charakteristische Zerrungs¬ 
wirkung und das Charakterbild des Bruchgebirges schlie߬ 
lich wiederum Züge des tangentialen Faltungsgebirgee 
«:»rw T erben kann, aber nicht muß. Für letzteren Fall ist 
heute das ganz Afrika und Syrien bis an den Fuß der 
taurischen Ketten durchziehende Bruchgebirge das bedeut¬ 
samste Beispiel. 

Kompression und Zerrung sind also das tektonische 
Kräftepaar, das mit den Kräften eines ausbruchbereiten 
Magmas interferiert. 

Beide können gleichsinnig das Bewegungsbild beein¬ 
flussen. Auffaltung schafft in der Regel unter Gebirgen ein 
Dichtedefizit, das dem Schmelzfluß zu Anreiz und Aus¬ 
lösung einer Aufstiegsbewegung werden kann. Die zentralen 
kristallinen Züge vieler Faltengebirge, die Tiefengesteine in 
oft überraschenden Höhenlagen zeigen, deuten hier Wechsel- 


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beziehungen an, deren Sinn und Ausmaß heute noch wem? 
erkannt ist. Auch im kleineren Bilde des einzelnen Falten¬ 
zuges zeigt sich der Vulkanismus nicht selten in zonarer 
Abhängigkeit von Sattelachsen. Also kann auch tektonische 
Faltung zur Befreiung des Magmas führen. Die zonare 
Abhängigkeit kann sich dabei selbst zur linearen Spalten¬ 
abhängigkeit steigern. Denn auch im Faltengebirge heben 
sich Zerrungszüge als Schwächelinien heraus. Die Kom¬ 
pression zur Falte zeitigt theoretisch wie auch in manchem 
nachgewiesenen Falle nach oben sich weitende Spalten in 
den Sattelachsen, die also dem Vulkanismus vorbezeichnete 
Wege weisen, wo sie auf ihn treffen. Analoge, aber weniger 
wirksame Verhältnisse gelten für die Muldenachsen der 
Falten, da deren Spalten nach unten sich öffnen, während 
sie sich gegen die Oberfläche hin schließen und daher dem 
vulkanischen Ausbruch den Weg sperren. 

Bei voller Berücksichtigung dieser Einzelheiten und 
Möglichkeiten bleibt doch das generelle Bild bestehen, daß 
das Faltengebirge meist vulkanfeindlich ist. Alpen und 
Dinariden, Apennin und Atlas, Taurus und Himalaya sind 
hierfür genügende Beispiele. Die Begründung dieser Er¬ 
scheinung der Vulkanarmut der meisten unserer Falten¬ 
gebirge darf wohl darin gesucht werden, daß, wenn auch 
ein Massendefizit in der Tiefe durch plutonische Injektion 
ausgeglichen zu werden strebt, doch gerade in der äußeren 
Kruste die Kompression den Mechanismus des Gebirges 
beherrscht — wie das ähnlich auch Heim 11 ) annimmt —, 
der gegenüber die Wirkung zerrender, oberflächennaher 
Schwächelinien in den Hintergrund tritt. Es liegt hierin 
ein nicht unbedeutsamer Hinweis auf das relative Maß 
der bei der Gebirgsbildung tätigen beiderseitigen Kräfte 
der Tektonik und des Vulkanismus. 

Ganz anders ist das Bild des Zerrungsgebirges. Schollen- 
und Blockbildung kennzeichnet es, deren Bewegung diktiert 
wird von dem Weichen oder Pressen ihrer Widerlager oder 
ihrer Unterlage. Gegen Zugbeanspruchung erfolgt leicht Re¬ 
aktion durch Bruch. Hier ist das Gebiet tiefreichender, oft 
weithin aushaltender Spalten und Veiwürfe. Daß sie im 
wesentlichen Zerrungslinien der Kruste — wenigstens für die 
Dauer der Bewegung — waren, zeigt schon das häufige Fehlen 
von Faltimgsstauchung oder Mylonitisierung ihrer Ränder, 
wie sie umgekehrt beispielsweise für Überschiebungsflächen 


n ) A. Heim, Geologie der Schweiz, Bd. n, S. 965. 


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so charakteristisch ist. Daß sie auch auf lange Zeiträume 
Schwächelinien, zum CDeil geradezu klaffende Risse bleiben 
konnten, geht ebenso klar aus der häufigen Einstellung des 
unterirdischen Wassernetzes auf dieselben und auf ihre 
Füllung mit Mineral* und Erzgängen aus kaltwässriger wie 
aus thermaler Lösung hervor. Aber nicht nur die hier ein¬ 
setzende Verheilung wirkt spaltenschließend: weit durch¬ 
greifender und intensiver wird sie bewirkt durch die Ein¬ 
stellung der gestörten Schollen auf ein neues Gleichgewichts¬ 
niveau. Das Sinken der Schollen findet sein natürliches 
Ende da, wo die Nachgiebigkeit der Unterlage aufhört. 
Entsprechend der Annäherung an diese Lage nimmt die 
Bewegung der Scholien ab, ihre gegenseitige Verkeilung zu. 
Daß diese Verkeilung eine große Rolle spielt und keineswegs 
eine einfache ist, darauf haben in bedeutsamen Ausführungen 
früher schon Cloos 12 ), neuerdings beispielsweise auch 
v. Bubnoff 13 ) und Krenkel 14 ), letzterer gerade am Beispiel 
des typischen Zerrungsgebietes der zentralafrikanischen 
Gräben, hingewiesen. 

Daß solche tiefgreifenden Schwächezonen und Linien, 
Zemingsränder und Spalten also, einem in der Tiefe schlum¬ 
mernden, aktionsbereiten Vulkanismus nicht nur die Wege 
weisen, sondern ihn geradezu zum Aufstieg veranlassen 
können, ist eine Forderung von physikalischer Notwendig¬ 
keit. Die Mechanik des Vorganges legt ferner den Gedanken 
nahe, daß die Gunst der Verhältnisse für den vulkanischen 
Aufbruch im Anschluß an den Anfang des Bewegungsaus¬ 
gleiches am größten ist, daß sie sich mit Annäherung an 
den Gleichgewichtszustand verringert und daß sie sich 
letzten Endes — da eine einmal eingeleitete Bewegung 
entsprechend dem Trägheitsgesetz über das Ziel hinaus¬ 
schießt — in ihr Gegenteil verwandelt und daher einer 
verspäteten Reaktion vulkanischer Kraft sogar behindernd 
im Wege stehen muß. Aus der nach dem Bewegungsbeginn 
einsetzenden Verkeilung und Randzerstückelung der Bruch¬ 
schollen erklärt sich aber andererseits auch wohl teilweise 
die sehr überraschende Erscheinung, daß gerade die größten 
Bruchlinien oder die Haupt- und Randbrüche großer Bruch- 


12 ) H. Cloos, Zur Entstehung schmaler Störungszonen, Geol. 
Rundschau, 1917, S. 41—63. 

1S ) 0. v. Bubnoff, Über Keilgräben im Tafeljura. Jahresber. 
u. Mitteilg. d. oberrhein. geol. Ver., N. F. IX, 1920. 

14 ) E. Krenkel, Die Bruchzonen Ostafrikas, Berlin 1922. 
Zeltschr. d. D. Geol. Ges. 1924 9 


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Systeme vielfach vulkanfrei oder vulkanarm sind. Der 
zentrale Bruchgürtel Islands 16 ), der Rheintalgraben, weite 
Strecken des ostafrikanischen Grabens sind hierfür 
sprechende Belege. 

Aber auch da, wo im Bruchgebirge Vulkanismus auf 
Spalten zutage tritt, ist er meist nicht auf Spalten aus¬ 
schließlich beschränkt, sondern zonar verteilt, was allein 
schon auf eine Mehrheit der Kräfte hinweist, die an seinem 
Aufbruch beteiligt sind. 

Von der dargelegten Art sind die zwei einfachen Grund¬ 
typen der tektonischen Strukturbilder, gegen welche auf¬ 
dringender Vulkanismus sich durchzusetzen hat. Es ist 
klar, daß sie in der Natur vielfach kompliziert werden 
durch die Einführung der Phase, also der zeitlichen, 
schrittweisen Entwicklung. Wie tektonische Einheiten — 
nämlich bei Torsion — zugleich Pressungs- und Zerrungs¬ 
objekt der Tektonik sein können, so können auch im Wechsel 
der Zeit die beiden Zustände einander ablösen und nach¬ 
einander selbst ganze Gebirge betreffen. Solcher Wechsel 
scheint sogar die Regel zu sein. So treffen auf das normale 
Faltengebirge in nicht wenig Fällen im Laufe der Zeit auch 
Phasen der Zerrung. Ein Beispiel wäre die Horstzerstücke¬ 
lung, die heute im Bilde der mitteldeutschen Gebirgskerne 
vor uns liegt. Es ist klar, daß die Phasenkomplikation 
der Tektonik auch ihre Wirkung auf den Vulkanismus aus¬ 
üben muß und so im gleichen Raume zu verschiedener 
Zeit in ganz verschiedener Weise auf ihn einwirkt. Es sei 
hierzu nur an das bezüglich des Bewegungs- und des 
Standbildes der Tektonik bereits auf Seite 120 Ausgeführte 
erinnert. 


Die Wechselbeziehungen der Kräfte 
des Bewegungsbildes von Vulkanismus und Tektonik. 

Nach der Einzelcharakteristik der vulkano-tektonischen 
Bewegungsbilder bleibt noch die Betrachtung der Wechsel¬ 
beziehungen zwischen beiden Kräftegruppen übrig. Auf der 
tektonischen Seite spielt dabei anerkanntermaßen die Spalte 
als Repräsentant der Schwächclinie die führende Rolle. 
Aber nicht bedingungslos. Und deshalb sei besonders das 
Verhalten der tektonischen Spalte in ihrer Beziehung zum 
Vulkanismus noch etwas eingehender geprüft 


lß ) Vgl. H. Reck, Isländische Masseneruptionen. Kokeks 
geol. u. paläontolog. Abhdlg. 1910. 


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Es muß dabei die allgemeine Betrachtung von Voraus¬ 
setzungen ausgehen, deren Berechtigung sich in der Natur 
aus der Beobachtung, bei theoretischer Behandlung aus 
dem früher Gesagten ergibt. Die Voraussetzungen sind 
hierbei vertauschbar, entsprechend der Vielheit der mög¬ 
lichen Bilder in der Natur. Doch genügt die Durchführung 
eines theoretischen Einzelbeispieles, da die Art der Modi¬ 
fikationen und ihre Auswirkung ebenfalls bereits generell 
berücksichtigt sind. Wichtig ist jedoch in allen Fällen 
eine klare Heraushebung der Voraussetzungen. 

Es soll ausgegangen werden vom Bewegungsbilde der 
vulkanischen Kraft, von der Voraussetzung einer vor¬ 
handenen Bewegung des Magmas, also ohne Rücksicht 
darauf, ob sie wesentlich von der aktiven oder der passiven 
Komponente des Vulkanismus getragen ist, da dies für 
die Auswirkung auf die Spaltenfrage gleichgültig ist. 

Das tektonische Bild kann dabei an sich mit gleicher 
Wirkung ein Bewegungs- oder ein Standbild sein. Für die 
Betrachtung werden Zerrspalten als vorhanden voraus¬ 
gesetzt, zunächst ohne Rücksicht auf Art und Zeit ihrer 
Entstehung. 

Aufsteigendes Magma wird unter solchen 
Voraussetzungen von diesen Spalten dann 
unter allen Umständen in seiner Bahn ab¬ 
hängig werden, wenn diese Spalten ihm auf 
leichtere Weise oder auf kürzerem Wege 
den Austritt zur Oberfläche ermöglichen 
als das umgebende Gestein. Dieser Satz gilt 
nicht nur für Spalten und Verwürfe, sondern für 
Schwächelinien aller Art, wie sie im Einzelfalle durch 
Dehnung, Klüftung, Schieferung selbst Schichtfugen 
gegeben sein können. Zweifellos spielt unter den möglichen 
Aufstiegsmitteln und -Wegen des Magmas wie Platz¬ 
tausch, Durchschuß, Durchschmelzung und Emporpressung 
auch die Spalte eine hervorragende Rolle. 

Gerade diese augenfällige Bedeutung der Spalte hat zu 
ihrer Überschätzung geführt soweit, daß man die vulkanische 
Kraft für zu bedeutungslos hielt, um ohne Spalte zur 
Oberfläche durchdringen zu können. 

Gegen solche Überschätzung der Bedeutung der Spalten 
sprechen nicht nur theoretische Bedenken, sondern auch 
Beobachtungen in der Natur. Die Spaltenlosigkeit der 
meisten Albembryonen im Beobachtungsbereich ist heute noch 
unwiderlegt und meist auch imbestritten anerkannt. Die 

9 * 


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Gegenbeobachtung liegt in der schon erwähnten Vulkan¬ 
armut großer Hauptspalten selbst mitten in vulkanischen 
Senkungsfeldern, und ein glücklicher Zufall ermöglichte 
es dem Verfasser 16 ) vor Jahren auch an einem auf allen 
vier Seiten abgeschnittenen Schildvulkan Islands dessen 
spaltenlose Entstehung bis mehrere hundert Meter unter 
seine ursprüngliche Eruptionsoberfläche aus direkter Be¬ 
obachtung zu erweisen. 

Aber abgesehen von derartigen Beobachtungen, die 
immerhin selten zwingend eindeutig sind, hat man häufig 
auch theoretische Überlegungen allzu sehr vernachlässigt. 

Nicht alle Spalten können dem Vulkanismus als Bahn 
dienen. Im Gegenteil -würde es Gegenstand einer sehr 
interessanten Untersuchung werden können, aus welchen 
Gründen und in weichen Fällen einzelne Spalten und 
Spaltenzüge ganz offenbar direkt vulkanfeindlich sind. 
Gbupe 17 ) und Bücking 18 ) haben vor Jahren einen schönen 
Beitrag zu dieser Frage geliefert. 

Wenn Spalten nicht Schwäch elinien s i n d f 
können sie auch nicht den Vulkanismus in 
ihre Bahn zwingen. Hiermit tritt die Frage 
nach der Wirksamkeit der Spalte in das 
Untersuchungsfeld. 

Spalten mehrfacher Art gibt es nicht. Auch „Druck - 
spalten“ führen auf ein Ausweichen mittels Zerrung zurück. 
Alle Spalten sind a priori Zerrungsprodukte und damit 
Schwächelinien. Sind sie letzteres nicht mehr, so haben 
sie ihre Wirksamkeit verloren. Dies ist offenbar nur mög¬ 
lich im Phasenwechsel. Solcher Wechsel kann rein örtlich 
in der Phaseneinheit sein, er kann auch im selben Raum an 
zwei zeitlich getrennte Phasen geknüpft sein. Die Zerr- 
spalten einer früheren tektonischen Phase können beispiels¬ 
weise Magma zum Aufstieg gedient haben, haben aber dann 
den Bewegungen eines späteren Zyklus gegenüber ihre 
Wirksamkeit, also ihren Charakter, völlig geändert, wie dies 
etwa im Gebiete der Hegau-Vulkane 19 ) sehr klar hervortritt. 

16 ) H. Keck, Ein Beitrag zur Spaltenfrage der Vulkane. 
Zentralbl. f. Min., 1910, S. 166—170. 

17 ) O. Grupe, Studien über Scholleneinbrüche und Vulkan¬ 
ausbrüche in der Rhön. Jhrb. d. Preuß. Geol. Landesanst., 1913, 
S. 407—477. 

18 ) H. Bückino, Über vor- und nachbasaltische Dislokationen 
und die vorbasaltische Landoberfläche in der Rhön. Diese 
Zeitschr., Monatsber., S. 109 ff. 

19 ) H. Reck, Die Hegau-Vulkane, Berlin 1923, bes. Kap. ni. 


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Solchermaßen können selbst gleichge¬ 
richtete, vor allem aber verschieden orien¬ 
tierte Spaltensysteme in ein und demselben 
Gebiete von verschiedenem Einfluß auf den 
Vulkanismus sein. Die verschiedene Wirksamkeit 
wurzelt in der Zugehörigkeit zu verschiedenen tektonischen 
Phasen. 

Von bestimmendem Einfluß auf den Grad der Ab¬ 
hängigkeit des Vulkanismus von einer wirksamen ^Spalte 
ist ferner die Tiefe derselben. Der Grund hierfür liegt 
darin, daß eine tiefe Spalte eher als ein seichter Bruch 
in «den Bereich magmatischer Tätigkeit gelangt, sei es 
durch eigenes Tieferreißen, sei es durch das Entgegen¬ 
drängen ausbruchbereiten Magmas. Früher vulkanisch 
beanspruchte und unverheilte Spalten aber werden die 
eruptive Entwicklung der vulkanischen Phase weitergellend 
beeinflussen können, als später in den Bereich eines sich 
bereits auf anderem Wege entlastenden oder weitgehend 
selbständig aufdringenden Herdes eintretende Risse. 

Auch die Richtung der Spalte ist von einer noch wenig 
studierten Bedeutung für derartige Beziehungen. Steile und 
saigere Spalten müssen die wirksamsten sein, sehr schräge 
Spalten können ihre Bedeutung als Leiter des Schmelz¬ 
flusses verlieren, wenn dieser leichter das Dach des hangen¬ 
den Verwerfungsflügels senkrecht durchschlägt, als dem 
weiteren Weg des schrägen Risses folgt. Der Grad der 
Wirksamkeit der Spalte muß hierbei von maßgebender 
Bedeutung sein. Grenzwerte sind hier noch so wenig bekannt 
wie die Sammelwirkung konvergierender bzw. divergierender 
Spaltengruppen etwa unter Gräben und Horsten. 

Abgesehen von diesen Verschiedenheiten des Einflusses 
der Spalte auf den Vulkanismus, kann ihre Wirksam¬ 
keit verschieden sein in verschiedenen 
Tiefenstufen. Ich sehe dabei ganz ab davon, daß die 
Spalten verschiedener Tiefenstufen auch verschiedenes Alter 
haben können, denn das sind dann keine einheitlichen 
Spaltenzüge mehr, sondern es sind Bildungen ganz verschie¬ 
dener Phasen, die sich nur lokal überdecken. 

Im Effekt kann sich dies freilich decken mit dem Bilde 
einer einheitlich entstandenen, tiefen Spalte. Komplizierter 
wird das Bild, wenn sie in der Zeiteinheit derselben tekto¬ 
nischen Phase in verschiedener Tiefe verschieden be¬ 
ansprucht wird. Dadurch können Teile der Spalte, sei es 
nun im oberen oder im unteren Abschnitt, geschlossen und 


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unwirksam werden. Derartiger Komplikation schrieb Bbanca 
möglicherweise, Bergeat bestimmter und selbst Deecke 
zum Teil das Entstehungsbild der Albvulkane zu. Wirksame 
Tiefenspalten, die die Oberfläche nicht erreichten, könnten 
hier dem Schmelzfluß den Weg bis unter die Decke der 
dann selbständig ohne oder doch ohne wirksame Spalten 
durchschlagenen Albtafeln gebahnt haben. Erwiesen sind 
solche wirksamen Tiefenteile von Spalten nicht. Es bleibt 
daher eine offene Frage, wieweit tatsächlich Spalten oder 
Bewegungskräfte des Magmas selbst den Aufstieg desselben 
unter und durch die Alb bewirkt oder gefördert haben. 

Solches Bild zeigt die Möglichkeit einer weiteren 
Variante: 

Es können durch verschiedene Beanspruchung wie durch 
verschiedenes mechanisches Verhalten der betroffenen Ge- 
birgsteile ebensowohl die oberen Krustenschalen wie die 
tieferen Teile jede für sich gleichalterige Spalten bergen, 
welche nur zu ihrem Teile Wegweiser des Vulkanismus 
werden können und bei Erfüllung der nötigen Voraussetzun¬ 
gen werden müssen. — Auch hierin kommt die nicht 
unbedingte und verschiedengradige Abhängigkeit des Vul¬ 
kanismus von der tektonischen Spalte wieder klar zum 
Ausdruck. 

Der Effekt der Beziehungen des Vul¬ 
kanismus zur präexistierenden Spalte be¬ 
ruht also auf dem Grade der Wirksamkeit 
der Spalte als Schwächelinie. Diese Wirksam¬ 
keit kann zwischen O und I schwanken. Das heißt mit 
anderen Worten, daß drei Stufen von Beziehungen mög¬ 
lich sind: 

a) Die vulkanische Kraft kann so gering sein, daß nur 
das Hinabreichen einer offenen Spalte bis an das 
Dach ihres Sitzes den Ausbruch des Magmas veranlaßt. 

b) Spalte und vulkanische Kraft können gemeinsam den 
Endeffekt hervorgebracht haben. 

c) Die Wirksamkeit der Spalte kann eine so geringe 
sein, daß es wesentlich die vulkanische Kraft war, 
welche die Befreiung des Magmas auf der Spalte 
bedingte. Dieser Fall grenzt an die von Spalten 
unabhängigen Eruptionen. 

Es ist hier der Ort, auf einen Irrtum hinzuweisen, der 
in der Literatur bezüglich der Beweisführung der Spalten- 
abhängigkeit oder Unabhängigkeit eines Eruptionspuuktes 


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wiederholt Platz gefunden hat. Er betrifft die Behauptung, 
daß ein von einer Spalte unabhängiger Eruptionspunkt in 
der Regel rundlich, ein von einer Spalte abhängiger dagegen 
gestreckt bis schlitzförmig sein werde. Es läßt sich aus 
zahlreichen Beobachtungen in der Natur erweisen, daß 
dieser Gedanke in manchen Fällen das Richtige trifft. Seine 
extremste Bestätigung findet er im Explosionsgraben, wie 
etwa die Eldgjä in Südisland einer ist. In der Regel jedoch 
trifft er nicht zu. Es sind allein aus Island Hunderte von 
Kratern bekannt, welche, reinen Eruptionsspaltcn auf¬ 
sitzend, formvollendet rund sind. Allein die Lakispalte zeigt 
beispielsweise Dutzende solcher runder Krater. Spalten¬ 
parallel gestreckte Kraterformen treten sogar zurück. Die 
Erscheinung findet darin ihre Erklärung, daß die Eruptions¬ 
spalte meist nicht in ganzer Länge klafft, daß somit das 
„Schlitzförmige“ des eruptiven Erstarrungsbildes, der Gang 
also, erst in einiger Tiefe eintritt, während das letzte 
Stück des Weges auf röhrenartigen Kanälen über der Spalte 
ausgeschossen wird, wie ich dies früher schon einmal im 
Bilde 20 ) schematisch dargestellt habe. 

Indes hat, abgesehen von diesen Beziehungen, noch 
ein ganz anderes Moment Verwirrung und Irrtum in die 
Spaltenfrage der Vulkane hineingetragen. Das ist die Frage 
nach dem Alter der Spalten. 

Wo Vulkane auf eine Spalte gereiht sind und das klare 
Bild einer Spalteneruption vorliegt, ist im Prinzip die Lösung 
der Abhängigkeitsfrage leicht. Die Spalte kann dann nur 
älter oder höchstens gleich alt sein wie die Eruption. Die 
wirksamen Kräfte beruhen offenkundig auf Beziehungen 
zwischen Tektonik und Vulkanismus. Das Maß der Be¬ 
teiligung der Kraftkomponenten freilich kann wiederum 
zwischen I und O schwanken. Erfahrungsgemäß ist dabei — 
besonders in nicht rein vulkanischem Gebiet — der Einfluß 
der tektonischen Komponente in der äußeren Erdhaut meist 
der überwiegende. 

Solchermaßen an die Bedeutung der präexistierenden 
Spalte gewöhnt, hat man häufig die exakte Untersuchung 
der Altersfrage der Spalten im Einzelfalle vernachlässigt. 
Diese Untersuchung wird in sehr vielen Fällen eine sehr 
schwierige, keinesfalls aber eine überflüssige sein. Denn 
erste Arbeiten in dieser Richtung haben schon in einer 
ganzen Reihe von Fällen zu dem Ergebnis oder doch 


20 ) v. Knebel—Reck, Island. Stuttgart 1912, S. 154. 


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einstweilen der begründeten Vermutung geführt, daß von 
vornherein als älter betrachtete Spalten tatsächlich jünger 
sind als ihre Begleitvulkane. Das Problem der vulkanischen 
Horstgebirge- 1 ), das ich eingangs bereits berührt habe, 
tritt hier in den Vordergrund. Es ist einleuchtend, 
daß Spalten, die jünger sind als die Vulkane ihrer Um¬ 
gebung, mit deren Entstehung nichts gemein haben können. 
Mechanische und Phasenbedeutung der Spalten ist eine 
vollkommen andere. Hier zeigt umgekehrt deut¬ 
lich der Vulkanismus seinen Einfluß auf das 
tektonische Bild. 

Ich komme zum Schluß. 

Obenstehende Ausführungen haben die jetzt fast all¬ 
gemein als richtig anerkannten Grundlagen der Beaxca- 
schen Gedanken vom Standpunkte der heutigen Forschung 
und ihrer Fragestellung gegenüber den Problemen der 
wechselseitigen Beziehungen zwischen Vulkanismus und 
Tektonik beleuchten sollen. 

Die Entwicklung der Arbeiten auf diesem Gebiete hat 
zur Erkenntnis geführt, daß im Einzelfalle Abhängigkeit des 
Vulkanismus von der Tektonik ebensowohl bestehen kann 
wie Unabhängigkeit. Beide Kräftegruppen sind in ihrem 
Auftreten an der Oberfläche jedoch nicht unbedingt an¬ 
einander gefesselt. Das wechselseitige Abhängigkeits¬ 
verhältnis ist, wo immer es besteht, ein bedingtes und 
gestuftes und kamt für beide Kräftegruppen positiven wie 
negativen Charakter annehmen. Die Entscheidung über 
den Grad und die Art der gegenseitigen Abhängigkeit muß 
vorläufig in jedem Falle der Einzeluntersuchung Vorbe¬ 
halten bleiben. Erst aus der exakten Kenntnis einer großen 
Anzahl von Einzelfällen wird man hoffen dürfen, allgemeine 
Erfahrungssätze aufstellen zu können. Das gegenseitige 
Abhängigkeitsverhältnis, in Zahlen ausgedrückt, zeigt 
zunächst noch oft ohne ursächlich erkennbare Ordnung 
alle Werte zwischen 0 und I, welche sich aus dem Maße 
der Wirksamkeit und aus dem Alter der wegweisenden 
tektonischen Schwächelinien einerseits, aus dem Energie¬ 
vorrat der wirksamen vulkanischen Massen andererseits 
ergeben. 


21 ) H. Keck, Das vulkanische Horstgebirge Dyngjufjöll usw. 
in Zentralisland. Abhdlg. d. Kgl. preuß. Akad. d. Wiss., 1910. 


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137 


Unzulänglich ist es daher in jedem Falle, ohne weiteres 
Vulkan und Spalte in genetische Beziehung zu bringen. 
Der gegenseitigen Beziehungen sind es viele und ihre 
Wirkungen sind verschiedenartig. Deshalb ist das Bild der 
gegenseitigen Abhängigkeitsbeziehungen ein weit kompli¬ 
zierteres und vielseitigeres, auch nach Ursache und Wirkung 
tiefergreifendes, als man bisher meist glaubte annehmen 
zu können. Diese Erkenntnis aber knüpft sich zum größten 
Teil an den Kampf um die vulkanische Spalte, den Branca 
als sein größtes Lebenswerk gefochten hat und dessen 
Problematik jetziger und künftiger Forschung weitverzweigte 
Wege gewiesen hat zu tieferem Eindringen in die Er¬ 
kenntnis des Wesens vulkano-tektonischer Erscheinungen. 


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5. Über pflanzenfahrende Diluvialtone 
in Nordwestsachsen. 

Von Herrn R. Gbahmann in Leipzig. 

(Mit 2 Textabbildungen.) 

Bei der Aufwältigung des staatlichen Braunkohlentage¬ 
baues Böhlen bei Leipzig wurde im Sommer 1922 
durch den Baggerbetrieb in diluvialen Kiesen eine Ton- 
bank freigelegt, die sich als pflanzenführend erwies. Von 
diesem Tone wurden eine Anzahl Proben entnommen, 
die von Herrn R. Kraus el in Frankfurt am 
Main und von Herrn W. Mönkemeyer, Inspektor des 
botanischen Gartens in Leipzig, auf ihre Pflanzenführung 
untersucht wurden. Herr Mönkemeyeb übernahm die 
Bestimmung der Moose, Herr Krausel die aller anderen 
Reste. Wenn auch die Ergebnisse der beiden Herren, 
denen ich für ihre Mitarbeit zu Dank verpflichtet bin, 
nicht in allen Teilen den Erwartungen entsprechen, da 
die Flora sich zwar als individuenreich, aber artenarm 
erwies, außerdem der Erhaltungszustand der Reste mangel¬ 
haft war, so sollen sie doch bekannt gegeben werden, da 
das geologische Alter des Vorkommens sehr sicher be¬ 
stimmbar ist, und sich der Ton danach als älteste bisher 
bekannt gewordene pflanzenführende Ablagerung unseres 
Diluviums erweist. 

Die Fundstelle liegt etwa 15 km südlich von Leipzig, 
2 km östlich von dem Orte P u 1 g a r. An der Westwand 
der Grube zeigte sich vom Sommer 1922 bis zum Frühjahr 
1923 das folgende am 28. Juni 1922 und am 28. September 
1922 aufgenommene Profil: 

Zu unterst ist aufgeschlossen etwa 1,2 m dunkler glau¬ 
konitführender Meeressand des Mitteloligocän (Stufe mit 
Leda Deshayesiana) (1). Dieser wird diskordant überlagert 
durch etwa s/ 4 m grauen, groben, feuersteinführenden Kies 
(2), der infolge Aufarbeitung von Meeressand starke Bei¬ 
mischung von feinem Sande hat. An der Basis dieses 
Kieses findet sich eine Steinsohle, die aus etwa kopfgroßen 
Gerollen gebildet wird. Der größere Teil davon besteht 


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139 


aus Braunkohlenquarziten, neben denen nordische Gesteine, 
besonders Granite auftreten, die meist völlig morsch sind; 
Feuerstein ist seltener. Der Kies wird nach oben rasch 
feiner, indem die groben Gerolle stark zurücktreten, und 
geht schließlich in einen hellen oder gelbbraunen Feinsand 
(3) über, der 40—50 cm mächtig ist und seinerseits mit 



raschem Obergang durch eine % in starke Tonbank (4), 
die Fundschicht, überlagert wird. 

Diese besteht aus einer unteren schwarzen, feinsandigen 
Zone mit wenig Schichtung (15 cm). Darauf liegt eine 
weniger sandige, dunkle Tonbank, die durch reichliche 
Einlagerung pflanzlicher Reste ausgeprägte Schichtung zeigt 
(20 cm). Sie wird überlagert durch einen helleren grauen 
Ton (15 cm), der nur noch wenige Pflanzenreste führt, 
dagegen durch dünne sandige Striemen bereits zur Schicht 5 
überleitet. Diese entspricht der Schicht 2, jedoch treten 
die sandigen Bestandteile stark zurück, faustgroße Gerolle 
aus südlichen und nordischen Gesteinen herrschen vor. Die 
Mächtigkeit dieses Grobkieses beträgt 2 m. Auf ihn folgen 
etwa 34 m hellbrauner Kies mit etwa nußgroßen Gerollen 
gleicher Herkunft (7). Zwischen den Schichten 5 und 7 
treten feinsandig-lehmige Schichten (6) auf, die nach Süden 
zu sich schließlich zu einer etwa i/ 2 m mächtigen, graugrünen, 
stark getauchten Geschiebelehmbank verdichten. Der Mittel¬ 
kies (7) wird durch eine reichlich 1 m starke Bank von 
braunem Geschiebelehm (8) überlagert. Diese Grund¬ 
moränenbank ist stark gestaucht und hat dadurch z. T. 


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140 


reichliche Mengen des überlagernden Kieses aufgenommen. 
Über ihr folgt eine etwa 4 dm starke Schicht eines sehr 
feinen, eben geschichteten, hellbraunen Sandes (Schlepp), 
der nach oben lagenweise Ton aufnimmt und in Bänderton 
übergeht (10). Bisweilen klemmen sich zwischen die Schich¬ 
ten 8 und 10 Fetzen von Kies (9) ein, die nach oben in 
den Schlepp übergehen. Der Bänderton wird überlagert 
durch eine weitere Bank von braunem Geschiebelehm (11). 
der, 2—3 m mächtig, viel weniger Geschiebe führt als 
der untere, auch nicht dessen Stauchungen aufweist. Etwa 
5 dm Lößlelim (12), vom oberen Geschiebelehm durch eine 
mehr oder minder deutliche Steinsohle getrennt, beschließen 
das Profil. Dieses war in den Jahren 1922 und 1923 
auf etwa 300 m Länge bloßgelegt. Die pflanzenführende 
Tonbank konnte etwa 100 m breit festgestellt werden. Sie 
verschwächte sich auf beiden Seiten, wurde sandig und 
ging schließlich in Kies über. Bei den im Sommer 1923 
fortgesetzten Baggerarbeiten wurde die Westwand nocli etwa 
oO m weiter zurückgeschoben. Auch in dem neuen An¬ 
schnitt ist die Tonbank, wenn auch in etwas geringerer 
Längenerstreckung, noch zu beachten. 

Aus dem-Profil geht zunächst hervor, daß die jeweils 
durch Übergänge miteinander verbundenen Schichten 2—5 
einer einheitlichen Ablagerung angehören. Mit einer 
schwachen Diskordanz werden sie überlagert durch die 
Serie der Schichten 6—10, die sich durch die Verknüpfung 
mit Geschiebelehmbänken ohne weiteres als rein giäziale 
Bildungen erweisen. Die Deckschicht des Löß stellt die 
letzte selbständige Ablagerung dar. Diesen Perioden der 
Sedimentation stehen zwei Perioden der Abtragung gegen¬ 
über, welche durch die an der Basis des Löß (12) uud der 
Kiesserie (2) befindlichen Steinsohlen gekennzeichnet sind. 

Nach dieser Betrachtung bietet die Deutung des Profils 
und die stratigraphische Eingliederung der einzelnen Schich¬ 
ten unter Berücksichtigung der diluvialen Schichtenfolge 
in der Umgebung keine Schwierigkeiten. Sie wird noch 
erleichtert und erhärtet durch den großen Aufschluß des 
Tagebaues und durch eine sehr große Anzahl von Bohrun¬ 
gen, die in der Umgebung auf Braunkohle niedergebracht 
worden sind. Danach verläuft westlich von der Pleißenaue 
und ihr parallel unter einer 5—6 m mächtigen Decke von 
Geschiebelehm ein etwa 2 km breiter Streifen von groben 
Pleißeschottern, die neben südlichem Material reichlich 
solches nordischer Herkunft führen. Diese Schotter kommen 


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141 


am Talrande teilweise zum Ausstrich, sie sind auch in einer 
Anzahl Kiesgruben aufgeschlossen und werden auf dem 
Blatt Borna-Lobstädt. der Geologischen Karte von Sachsen 
mit d 1 e = altdiluviale Fluvioglazialschotter bezeichnet. In 
dem oben mitgeteilten Profil entsprechen ihnen die Schich¬ 
ten 2—7. Aus der Tatsache, daß dieser Schotter reich¬ 
lich nordisches Material führt, geht hervor, daß er bereits 
eine ältere Moräne aufgearbeitet hat. Die an der Basis- 
der Schotter vorhandene Steinsohle stellt deren Beste dar. 
Unter Benutzung der zahlreichen Bohrungen ist es möglich, 
die ältere Grundmoräne in nur geringer Entfernung vom 
Fundpunkt des pflanzenführenden Tones selbst nachzu¬ 
weisen. Dies zeigt das beigedruckte Profil (Abb. 2), das in 
etwa südwestlicher Richtung durch die Tonbank gelegt wor¬ 
den ist. Man sieht im nördlichen Teil des Profiles die 
gleichen Verhältnisse wie an der Wand des Tagesbaues 
(die Schichten 2—7 und 8—11 sind dem kleineren Ma߬ 
stab entsprechend einheitlich durch die Schichten d und e 
dargestellt). Der von der Grundmoräne e bedeckte feuer¬ 
steinführende Pleißeschotter d legt sich südwärts an einen 
wahrscheinlich wohl interglazialen Kies c, welcher die 
Grundmoräne b überlagert, < Diese selbst Lieg völlig eben, 
zum Teil mit einer Basis von Bänderton, auf feuerstein¬ 
freiem, präglazialem Elsterschotter a. Die Grundmoräne b 
gehört somit der ältesten Eiszeit an, die unser Ge¬ 
biet betroffen hat. Nach der heute herrschenden Auffassung 
entspii ?ht sie der ersten norddeutschen Vereisung oder dem 
Mindelglazial der Alpen. Ablagerungen dieser Eiszeit sind 
übrigens neuerdings in Nordwestsachsen in weiter Ver¬ 
breitung festgestellt worden. So gehören ihr z. B. die 
nordischen Kiese an, die auf dem oben erwähnten Blatt 
Borna-Lobstädt nördlich vom Bahnhof Kieritzsch 
zum Ausstrich kommen. Ich verweise ferner auf die Neu¬ 
bearbeitungen der Blätter Pegau und Zwenkau. 

Nachdem während des vorletzten Interglazials die 
Moränen der ersten Eiszeit zum großen Teile zerstört worden 
waren (Steinsohle), erfoLgte mit dem Anbruche einer neuen 
Eiszeit eine Aufschotterung. Dieser entsprechen die Schichten 
2 bis 7 (Abb. 1) oder d (Abb. 2). Sie sind demnach als 
ältere interglaziale 1 ) Pleißeschotter der Hochterrasse zu 
bezeichnen. 


*) Der Begriff „interglazial“ wird hier im erweiterten Sinne 
Siecebts für „intermoränal“ gebraucht. Er hat also nur stratigra¬ 
phische und nicht klimatische Bedeutung. 


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142 


Mit der Schicht 6 beginnen die rein glazialen Ab¬ 
lagerungen der zweiten Eiszeit. Diese zeigt mehrfache 
Oszillationen. Der erste Vorstoß, durch den dünnen Ge¬ 
schiebemergel 6 bzw. eine Diskordanz zwischen Schicht 5 
und 7 vertreten, ist von ganz untergeordneter Bedeutung 


ssv ryo 



A00. 2. 


und nur selten zu beobachten. Von weiterer Verbreitung ist 
jedoch der Geschiebelehm 8. Er konnte in vielen Auf¬ 
schlüssen in den Schottern der Pleiße und Elster auf den 
Blättern Borna -Lobstädt, Zwenkau und Lieb er t- 
w o 1 k w i t z beobachtet werden und mag als Basaigrund- 
moräne bezeichnet werden. 

Sobald das zurückgehende Eis die Flußtaler wieder 
frei gab, strömten die von Süden herabkommenden Wässer 
nach und breiteten erneut Schotter aus, die als Basalschotter 
bezeichnet werden. Ihre Idächtigkeit ist entsprechend der 
kurzen Dauer des Rückzuges nur gering, und da wir uns 
am Fundpunkte des pflanzen führenden Tones nahe dem 
Ufer des interglazialen Pleißcbettes befinden, sind hier 
die Basalschotter nur durch Schmitzen groben Kieses (9) 
vertreten, die sich zwischen der Basalgrundmoräne (8) und 
dem überlagernden Schlepp (10) einschalten. 

Mit letzterem beginnen die Ablagerungen des Haupt¬ 
vorstoßes der zweiten Eiszeit. Es hat sich überall im 
sächsischen Randdiluvium gezeigt, daß bei jedem Vorstoß 
des Eises sich in den Talwannen Stauseen bildeten, in 
denen sehr feiner geschichteter Sand (Schlepp) und Bänder¬ 
ton zum Absätze gelangten. Häufig wurde diese gering¬ 
mächtige Ablagerung beim weiteren Vorrücken des Eises 
wieder zerstört; deswegen findet man liier unter der Basal¬ 
grundmoräne keinen Bänderton mehr, wlährend er anderen¬ 
orts nachgewiesen werden konnte. Man kann wohl an- 


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143 


nehmen, daß der Schlepp das Sediment der dem Stau¬ 
becken zufließenden Gewässer, der Bänderton jenes der 
Schmelzwässer ist. Im Profil beobachtet man daher, ent¬ 
sprechend dem Herannahen des Eises, einen gleichmäßigen 
Übergang von den groben Basalschottern zum Schlepp und 
dann zum eisnahen Bänderton. 

Der Geschiebelehm (11) als Hauptgrundmoräne der 
zweiten Eiszeit beschließt in unserem Profile die rein 
glazialen Ablagerungen. 

Die Steinsohle an der Basis des Löß (12) ist ein 
Erosionsrelikt von bereits abgetragenen Geschiebelehm¬ 
massen und verkörpert somit die Erosion im letzten Inter¬ 
glazial, während der Löß als Vertreter der letzten Eiszeit 
aufzufassen ist. 

Das Ergebnis dieser Betrachtungen ist kurz folgendes: 
Es zeigen sich im Böhlener Profile über dem Tertiär 
fluviatile und glaziale Sedimente, die durch ihre Ver¬ 
knüpfung beweisen, daß sie unmittelbar nacheinander ab¬ 
gelagert worden sind. Sie werden im Hangenden und im 
Liegenden von je einer als Steinsohle ausgeprägten Dis¬ 
kordanz begrenzt, deren jede einer Erosionsperiode ent¬ 
spricht, und zwar die obere dem letzten, die untere dem 
vorletzten Interglazial. Die glazialen Sedimente gehören 
somit zur vorletzten Eiszeit (Rißglazial der Alpen), und 
die bei ihrem Anbrechen abgelagerten Kiese mit der 
pflanzenführenden Tonbank sind als Hochterrassen¬ 
schotter der Pleiße anzusprechen. 

Die palaebotanische Untersuchung der Reste aus der 
Tonschicht 4 lieferte folgende Ergebnisse. 

Herr Mönkfmeyer, der die Bestimmung der Moose über¬ 
nahm, berichtet: 

Laubmoose. 

Bestimmt von W. Mönkemeyer, Leipzig, Botan. Garten. 

Meesea triquetra (L.) Aongstr. var. timmioides Sanio. 
Die Varietät dieser in West-, Mittel-, und Nordeuropa, 
Sibirien, Spitzbergen und Nordamerika vorkommenden 
Art ist bisher nur aus Ost- und Westpreußen bekannt 
geworden. 

Foniinalis hypnoides Habtm. 

Diese in Europa, Sibirien, Japan und Nordamerika 
nicht seltene Art fand sich nur in einem Aststücke mit 
acht gut erhaltenen Blättern. 


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144 


Thuidium BlandouHi (Web. u. Mohr als Hypnum) Br. cur. 
Diese in Europa, Nordasien und Nordamerika auf Torf¬ 
wiesen nicht seltene Art fand sich ebenfalls nur in 
einem gut erhaltenen Stammstück mit Seitenästchen. 
Campylium (vel Chrysohypnum) stellatum (Schreb. als 
Hypnum) Bryhn. 

Europa, Kaukasus, Sibirien, Himalaya, Nordamerika. 
Cratoncurum commutatum (Hedw. als Hypnum) Roth. 
Diese in Europa, Asien, Japan und Nordamerika häufige 
Art fand sich in w r enigen, nicht gut erhaltenen, aber 
gut erkennbaren Stammstücken. 

Cratoncurum jilicinum (L. als Hypjium) Roth. 

Häufige Art Europas, Asiens, Nordamerikas und Neu¬ 
seelands. 

Drepanocladus revolvens (Sw. als Hypnum) Warnst. 

Fand sich reichlich und gut erhalten vor. 
Verbreitung: Europa, Asien und Nordamerika. 
Drepanocladus Scndtneri (Schtr. als Hypnum) Warnst, in 
einer der fo. grazilescens Sanio nahestehenden Form 
und in der forma capillifolia (Warnst, p. p.) Moenkem. 
Europa, Sibirien und Nordamerika. 

Drepanocladus cxannulatus (Gümb. als Hypnum) Warnst. 
Fand sich in großen, reinen, piattenartig zusammen - 
gepreßten Rasen vorzüglich erhalten vor, und zwar in der 
var. brachydietya (Ren.) Moenkem. 

Diese Varietät zeigte ferner Übergänge zu 
jo. Rotae (De Not.) Moenkem. nebst typisch ausgebildeter 
Rotae. Ferner die fo. tundrae (Arn.) Moenkem. mit 
stumpf abgerundeter, oft kappenförmig eingekrümmter 
Blattspitze. 

Die var. brachydietya kommt im Norden Europas und 
in höheren Gebirgslagen vor, in Sibirien bildet sie 
vielfach Massenvegetation in der fo. tundrae. Die jo. 
Rotae ist in guter Ausbildung in den höheren Gebirgs¬ 
lagen und im Norden Europas heimisch. 

Scorpidium scorpioides (L. als Hypnum) Limpr. fo. jutocca 
Sanio als Var. 

Diese Form besitze ich aus der Schweiz, Schottland 
und Nordeuropa, sie ist ferner in Ostpreußen aufgefimdon 
und kann im allgemeinen als alpin-boreal betrachtet 
werden. 

Calliergon giganteum (Schr. als Hypnum) Kindb. 
war reichlich und gut erhalten vorhanden. 
Verbreitung: Europa, Sibirien und Nordamerika. 


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Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 1924. 


Tafel III. 



Abb. 1. Blick von Kefr Seluan auf das von Start'elbrüchen 
durchsetzte Süd westende des Kneysseh. 



Abb. 2. Faltungen in der obersten Kreide auf der NW-Seite des 
Ammänbaches, gesehen von Km 222,4 der Hedschasbahn. 


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Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 1924. 


Tafel IV. 



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• JUN i 1925 


Zeitschrift 

der 

Deutschen Geologischen Gesellschaft 

(Abhandlungen und Monatsberichte.) 


A. Abhandlungen. 
3. u. 4. Heft. 76. Band. 

(Hierzu Tafel V und VI.) 


1924, 


Berlin 1925. 

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart. 


INHALT. 

Aufsätze: Seite 

6. Grahmann, R.: Über pflanzenführende Diluvialtone 
in Nordwestsachsen. (Mit 2 Textabbildungen) 

(Fortsetzung). 139 

6. Wegnf.r, Th.: Die Rudisten des norddeutschen Turons. 

(Hierzu Tafel V und 2 Textabbildungen) .... 159 

7. Woldstedt, Paul: Zur Tektonik des subherzynen 

Beckens. (Hierzu Tafel VI und 3 Textabbildungen) 183 
Verzeichnis der seit 1920 bei der Bücherei eingehenden 

Zeitschriften und Karten. 202 

Mitgliederverzeichnis.214 





















Deutsche Geologische Gesellschaft. 


Vorstand für das Jahr 1925 

Vorsitzender: Herr Krusch Schriftführer: Herr Bäbtlino 

Stellvertretende I „ Pompkckj „ Solger 

Vorsitzende: \ „ BROiu-München Mestwerdt 

Schatzmeister: „ Picabd .. RiMANN-Dresden 

Archivar: „ Dienst 

Beirat für das Jahr 1925 

Die Herren: ANDREB-Königsberg i.Pr., BuxTORF-Basel, CLOOS-Breslau, Erdmanns- 
DÖRFFER-Hannover, Faura i Sans- Barcelona, FuEGEL-Berlin, ^ETRASCHECK-Leoben, 
ScHUMANN-Grube Jlse, N.-L., WEGNER-Miinster. 

■—*—ü 


Mitteilungen der Schriftleitung. 

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und 
Monatsberichte wird um umgehende Erledigung aller Korrekturen gebeten. 

Die Manuskripte sind druckfertig und möglichst in Maschinenschrift ein¬ 
zuliefern. Der Autor erhält in allen Fällen eine Fahnenkorrektur und nach 
Umbrechendes betreffenden Bogens eine Revisionskorrektur. Eine dritte 
Korrektur kann nur in ganz besonderen Ausnahmefällen geliefert werden. Für 
eine solche hat der Autor die Kosten stets zu übernehmen. 

Im Manuskript sind zu bezeichnen: 

Oberschriften (halbfett) doppelt unterstrichen, 

Lateinische Fossilnamen (kursiv I) durch Schlangenlinie, 

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen, 

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen. 

—;- □ - 


Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende 
Adressen benutzen: 

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an 
Herrn Bergrat Prof. Dr. Härtling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128. 

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener < 
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an 
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Kergrat 
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬ 
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

5. Die Beiträge^ sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von 
Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬ 
sellschaft in Berlin N 4 beim Postscheckamt Berlin NW7 Nr. 38581 zu 
überweisen. 

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard, 
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden. 


Go jgie 


rAl 






145 


CaUiergon cuspidatum (L. als Hypnum) Kindb. 

Häufige Art Europas, Asiens, Nordamerikas und Neu¬ 
seelands. 

Diese Arten und Formen bilden eine natürliche 
Pflanzengemein8chaft einer ausgesprochenen Sumpfflora, 
von denen die Drepanocladus exannulatus- Formen und 
Scorpidium alpin-borealen Charakter tragen. 

Außer dieser fand ich noch zwei Moose in guter 
Erhaltung, welche an Stämmen und Zweigen, Baum wurzeln 
und an Felsen bei uns häufig sind, und zwar 

Neckera complanata (L.) Hübn. und Isothecium myurum 
Beid. 

Im hohen Norden, z. B. auf Island, kommen beide 
Arten ebenfalls vor, wo sie in Ermangelung der Baum¬ 
vegetation an steinigen Stellen wachsen. 

Von Gattungen, welche sich erwarten ließen, wie Philo- 
notis , Bryum und Mnium habe ich nichts angetroffen, 
ebensowenig Sphagnum. Im allgemeinen konnte ich fest¬ 
stellen, daß die Böhlener Diluvialmoose in bezug auf 
Ausbildung der vegetativen Organe, verglichen mit re¬ 
zenten Pflanzen, weit schwächer entwickelt waren, 
daß sich demnach letztere zu ihrem Vorteile weiter¬ 
entwickelt haben. Obwohl ich sehr viel Material durch¬ 
gearbeitet habe, gelang es mir nicht, eine Kapsel auf¬ 
zufinden. Das entspricht den heutigen Verhältnissen. 
Auch heute kann man oft ganze Hypnumwiesen nach 
fruchtenden Pflanzen vergeblich durchsuchen. 
Belegexemplare der angeführten Böhlener Diluvial¬ 
moose sind dem Geologischen Landesamt in 
Leipzig überwiesen worden. 

Herr KbXüsel untersuchte alle übrigen Pflanzenformen 
und schreibt: 

„Außer Moosen fanden sich in dem Ton von Böhlen 
an Pflanzenresten Holz- und Wurzelbruchstücke, Samen 
und sehr wenige Pollenkörner. Laubblätter waren nicht 
vorhanden. Die zuerst untersuchten, schichtweise gesammel¬ 
ten Proben gaben keinen Hinweis auf eine vertikale Floren¬ 
folge 2 ). Auch im Verlauf der weiteren Untersuchung — 
des nun unsortierten Materiales — ergaben sich keine An- 

*) Die schichtweise Aufsammlung wurde aufgegeben, nachdem 
eine durchgehend gleichmäßige Verteilung der Moose festgestellt 
worden war. Grahmann. 

Zeilschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 10 


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146 


haltspunkte für eine derartige Gliederung, höchstens fiel 
auf, daß eine besonders holz- und moosreiche Schicht fast 
gar keine Samen enthielt. Diese sind auch sonst nicht 
allzu häufig mit Ausnahme der Carices und fast immer 
stark zusammengedrückt und schlecht erhalten, so daß 
eine sichere Bestimmung oft unmöglich ist. 

Außer den Moosen konnten folgende Pflanzen nach¬ 
gewiesen werden: 

Ccnococcum geophilum Fk. 

Eine Anzahl Fruchtkörper. Die Art ist im humösen 
Boden der Heiden und Wälder häufig. C. A. Weber 
fand sie in der Mammutschicht von Borna und im 
Glazial von Lüneburg; Habtz in spätglazialen dänischen 
Schichten 3 ). 

Potamogeton pusillus L. 

Wenige Steinkerne. Rezent in der gemäßigten Zone 
Europas, in Grönland bis 68,75° n. B. (Weitere An¬ 
gaben bei C. A. Weber 4 ). Glaziale Ablagerungen in 
Schweden und Dänemark, Nüsse (Range), Krystynopol 
(Szafer), Borna (C. A. Weber). 

Potamogeton sp. 

Wenige Steinkerne, schlecht erhalten, aber kaum zur 
vorigen Art gehörend. 

Gramineen. 

Fast alle im ganzen spärlich vorhandenen Pollenkörner 
gehören hierher. 

Eriophorum cf. Schcuchzeri Hoppe. 

Schlecht erhaltene Früchte, wie sie Nathorst auch bei 
Deuben fand. Nach C. A. Weber heute arktisch- 
circumpolar, in Grönland und Spitzbergen ein Haupt¬ 
bestandteil der Sumpfwiesen, häufig auch in den alpinen 
Lagen der Gebirge der gemäßigten Zone. Mammutflora 
von Borna (C. A. Weber). 

Car ex cf. rostrata Stokes. 

Zwei schlechterhaltene Bälge (einige Nüßchen??). Von 
Südeuropa (Gebirgslagen) bis in die arktische Tundren¬ 
zone verbreitet, glazial aus Dänemark (Hartz) und 
Borna (C. A. Weber) bekannt. 

3 ) Hier wie im folgenden sind diese Angaben keineswegs er¬ 
schöpfend, sondern nennen nur einige der wichtigeren Fundorte. 

4 ) C. A. Weber, die Mammutflora von Borna. Abh. d. Naturw. 
Ver Bremen 1914, Bd. XXIII. H. 1. 


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Car ex sp. 

Die hierher gehörenden Nüßchen sind am häufigsten; 
sie machen etwa 80 v. H. aller Samen aus und gehören 
wahrscheinlich mehreren Arten an. Doch ist, zumal 
die Epidermis fast stets zerstört ist, eine nähere Be¬ 
stimmung nicht möglich. 

Salix sp. 

Wenige Pollenkörner sowie äußerst zahlreiche Zweig¬ 
bruchstücke in der Moosschicht. Stets ist der Durch¬ 
messer der Zweige gering. Größere Stammstücke 
kommen nicht vor. Es handelt sich um strauchartige, 
kriechende Weiden. 

Caryophyllaceen. 

Zwei schlecht erhaltene, nicht näher bestimmbare (Si - 
lene ?) Samen. 

Polygonum viviparum L. 

Ein einziger Samen. Die Art findet sich in den Alpen 
und der Tatra, in Skandinavien und den Polarländern, 
glazial bei Deuben. 

Batrachium sp. 

Einige Früchte. B. confervoides Fr. heute arktisch- 
alpin, ist glazial mehrfach nachgewiesen (auch in 
■ Borna). 

Comaram palustre L. 

Eine beschädigte Frucht. Glazial bei Borna, in Eng¬ 
land, Dänemark und Schweden, heute in der gemäßigten 
Zone häufig bis ins arktische Gebiet vordringend. 

Potentilla aurea L. 

Einige Früchte. In subalpinen und alpinen Regionen 
häufig; in Nordeuropa und in der Arktis fehlend, 
fossil von Borna und Lüneburg bekannt (C. A. Werer). 

Potentilla cf. alpestris. 

Hierher gehören wahrscheinlich zwei Früchtchen, von 
der vorigen Art durch die stärker ausgebildeten Schräg- 
leisten unterschieden. Von arktisch alpiner Verbreitung, 
fossil von Lüneburg angegeben (C. A. Weher). 

Viola palustris L. 

Einige nicht näher bestimmbare Samen. Gemäßigtes 
bis arktisches Gebiet. 

10 * 


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148 


Hippuris vulgaris L. 

Die Samen dieser Art sind ziemlich häufig. Heute 
im gemäßigten und arktischen Gebiet häufig, wird die 
Art auch von mehreren glazialen Fundorten angegeben. 
? Menyanthes trijoliata L. 

Zwei Samenbruchstücke. 

? Lycopus curopacus L. 

Ein schlecht erhaltener Samen. 

Carduus (Cirsium ?) sp. 

Eine schlecht erhaltene Achäne. 

Die Zahl der hier nachgewiesenen Pflanzen ist gewiß 
nicht sehr groß, im Verein mit den schon erwähnten 
Moosen gestatten sie aber doch einen Schluß auf die 
Zusammensetzung der damals in der Nähe von Böhlen 
lebenden Pflanzengesellschaft und ihre Lebensbedingungen. 
Nun sind ja allerdings die Beste wenigstens zum Teil 
vielleicht zusammengeschwemmt. Aber von weither, etwa 
aus höheren Gebirgslagen, können sie kaum stammen. Die 
Ablagerung ist also in bezug auf die Flora des Gebietes 
sicher autochthon. Dafür spricht nicht nur die Erhaltung 
auch der zarteren Moose, sondern auch die einheitliche 
Zusammensetzung der Flora. Sic wird in der Hauptsache 
von Moosen und Carices im Verein mit Wasser- und 
Sumpfpflanzen gebildet. Zieht man ihre heutige Verbreitung 
in Betracht, so weist diese, unbeschadet des Umstandes, 
daß eine Anzahl der bei Böhlen angetroffenen Pflanzen 
noch heute im Gebiete von Mitteleuropa Vorkommen, für 
den Vergleich auf die arktischen Tundren und die alpine 
Vegetation. Eine solche Flora ist bereits durch Nathorst 
von Deuben und durch C. A. Weber von Borna nach¬ 
gewiesen worden. In allen drei Fällen haben wir eine 
typische Glazialflora vor uns, eine TundrenVegetation, die 
durch den Mangel von Bäumen ausgezeichnet ist. Nirgends 
enthält die Ablagerung Holzreste oder Pollen von solchen, 
und bei der leichten Verbreitung der letzteren ist der 
Schluß gerechtfertigt, daß Bäume, wie Kiefer oder Birke, 
auch in der weiteren Umgebung der Fundschicht nicht 
vorhanden gewesen sein können. Die liachgcwiesenen Holz¬ 
reste gehören ja durchweg kleinwüchsigen Weiden an. 
Diese Flora steht in einein schroffen Gegensatz zur heutigen 
Pflanzenwelt des Gebietes und setzt ein kälteres Klima 
voraus. Es ist, kurz gesagt, eine typische Glazialflora. 
Welcher Eiszeit sie — unter Voraussetzung, daß das übliche 


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J49 

Schema der diluvialen Gliederung richtig ist — angehört 
hat, ist aus ihrer Zusammensetzung allein nicht zu ent¬ 
nehmen. Und ebenso ist eine bestimmte Deutung, ob es sich 
um Hoch-, Früh- oder Spätglazial handelt, kaum möglich. 
Das Auftreten mancher Formen scheint aber gegen die erste 
Annahme zu sprechen. Andererseits darf man die heutigen 
Verhältnisse der Arktis nicht schematisch auf das glaziale 
Mitteleuropa übertragen. Dies ist schon mehrfach, am 
klarsten wohl bei C. A. Weber (a. a. O. S. 62) zum Aus¬ 
druck gebracht worden. Nach ihm war das glaziale Klima 
hinsichtlich seiner physiologischen Wirkungen weder mit 
der heutigen Arktis noch dem der Hochalpen völlig iden¬ 
tisch, ebensowenig mit dem der heutigen Steppen der ge¬ 
mäßigten Zone. Da ee aber Züge jedes dieser gegenwärtigen 
Klimat© in sich vereinte, so war die Folge davon, daß 
Vertreter der Organismenwelt der heutigen Arktis, der 
Hoch alpen, der Steppe wie der Tundra wenigstens während 
des Übergangs von der hochglazialen zu der spätglazialen 
Phase (das gleiche gilt natürlich für den Übergang vom 
Früh- zum Hochglazial) in Mitteleuropa nebeneinander, wenn 
auch vielleicht standörtlich getrennt, zu leben vermochten, 
indem während der erstgenannten Phase mehr der arktisch- 
alpine oder tundrenartige Charakter der aus Pflanzen und 
Tieren gebildeten Lebensgemeinschaften, während der 
zweiten aber mehr und mehr der steppenartige hervortrat, 
der dann allmählich in iden der temperierten Grasflur- 
Lebensgemeinschaften und endlich des Waldes eines Inter- 
glazials oder des Postglazials hinüberglitt.“ 

Es seien noch einige Worte über die Pflanzen- 
Gemeinschaft angefügt. Von den elf bestimmten Moosen 
sind zehn unmittelbare Bewohner von Wasser und Sümpfen. 
Chrysohypnum stellatum kann, an Zweigen lebend, mittel¬ 
barer Sumpfbewohner sein. Von den übrigen 18 be¬ 
stimmten Pflanzenformen sind zwölf Bewohner des Wassers, 
der Sümpfe oder Ufer. Carduus bzw. Cirsium kann ebenfalls 
in Sümpfen auftreten, desgleichen gewisse Gramineen. 
Letztere scheiden jedoch in diesem Falle für die Erschließung 
des Standortes der Flora aus, da sie nur durch Pollen 
vertreten sind, die ja durch den Wind weithin getragen 
werden. Nur Polygonum viviparum und die beiden Poten- 
////flarten fallen als reine Landpflanzen aus der im übrigen 
einheitlichen Pflanzengesellschaft heraus. Es liegt also eine 
typische Tundrensumpfflora vor, der einige Wasserpflanzen 


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150 


sowie die Samen einiger Landpflanzen zugesehwemint sind. 
Sind die Pflanzen wohl auch nicht an ihrem Fundorte ge¬ 
wachsen, so sind sie jedoch zweifellos nur eine kurze Strecke 
transportiert worden. Es ist ja selbstverständlich, daß bei 
der Auf Schotterung, welche mit dem Herannahen des 
Inlandeises erfolgte, immer weitere Gebiete zunächst unter 
Wasser, dann unter Schotter gesetzt wurden. Eine Sumpf¬ 
wiese wurde überschwemmt und die abgetriebenen Pflanzen 
wurden in einer ruhigen Flußschlinge zur Ablagerung gebracht. 

Herr Mönkemeyer hat schon darauf hingewiesen, daß 
gewisse Moose borealen Einfluß beweisen. Auch die von ihm 
erwähnte kräftigere Entwicklung der heute noch lebenden 
Spezies scheint mir auf die heute günstigeren Lebensbedin¬ 
gungen hinzudeuten. Von den übrigen fcstgestellten Pflanzen 
sind die Wasser- bzw. Sumpfbewohner außer dem alpinen 
Eriophorum Scheuchzcri alle noch heute im gemäßigten 
Mitteleuropa vorhanden, wenn auch ein großer Teil von 
ihnen, wie ja auch von den Moosen, gleichzeitig auch in 
der arktischen Zone auftritt. Es findet sich aber, und 
darauf sei noch besonders hingewdesen, unter ihnen keine 
Art, die auf gemäßigtes Klima beschränkt ist, so daß 
immerhin schon auf Grund der Sumpf- und Wasser¬ 
pflanzen ein kaltes Klima wahrscheinlich ist. Zieht man 
jedoch zur Beurteilung noch die wenigen festgestellten 
Landpflanzen heran, so zeigt sich die auffällige Tatsache, 
daß sowohl dio Potentillaavten als auch Polygonum vivi- 
parurn, schließlich auch die kriechenden Weiden heute auf 
alpine oder arktische Standorte beschränkt sind und somit, 
ein kaltes Klima erweisen. Auch der völllige Mangel an 
Bäumen ist in diesem Sinne zu deuten. 

Die Tatsache, daß eine der jetzigen ähnliche Wasser¬ 
flora gleichzeitig neben einer Landflora von alpin-arktischem 
Charakter lebte, hat sich auch bei anderen pflanzen führen¬ 
den Glazialablagerungen gezeigt. Besonders wird die von 
Szafek') für die Ablagerungen von Krysty nopol in 
Galizien hervorgehoben, deren Pflanzengemeinschaft mit 
der von Böhlen große Ähnlichkeit zeigt. A. G. Nathorst*) 

5 ) Szafer, Wl. 1912. Eine Dr.vasflora bei Krystynopel in 
Galizien. Bull. acad. d. Scienc. de Cracovie. Classe d. sc. math. 
et nat. Ser. B. 

6 ) Natiiorst, A. G. 1910. Spätglaziale Süßwasserablagerungen 
mit arktischen Pflanzenresten in Schonen. Geol. Foren. Förhand- 
lingar 32. Stockholm. 

Derselbe. Neuere Erfahrungen von dem Vorkommen fossiler 
GlazÄal pflanzen. Dieselben Abh. 36, S. 287 ff. 


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1Ö JL 

hat für diese Vergesellschaftung eine Erklärung gegeben, 
die allerdings nicht durchaus zutrifft, wenn man das Eis¬ 
zeitphänomen auf Polwanderungen zurückführt. 

In welchem Altersverhältnis steht nun die Böhlener 
Glazialflora zu den anderen im sächsischen Randdiluvium 
bekannt gewordenen Glazialfloren von De üben, Luga 
und Borna? Die Deubener, sowie die Lugaer Fundschicht 
wurden von Pietzsch 7 ) auf Grund der neuesten Aufnahmen 
der letzten norddeutschen Eiszeit zugerechnet. Eine Klar¬ 
stellung erfordert jedoch die Altersbestimmung der Bornaer 
Mammutschicht. C. A. Weber 8 ) hat sich darüber ein¬ 
gehend verbreitet, kommt aber zu einem Ergebnis, dem 
man sich nicht in allen Punkten anschließen kann. Die 
pflanzenführende Mammutschicht liegt westlich der Wyhra- 
aue unter einer mehrere Meter dicken Schicht feinsandigen 
Lehmes einer „altalluvialen“ Terrasse (a. a. O. Fig. 1) des 
Wyhratales, welches in feuersteinführende, mit Geschiebe- 
tehm und Löß bedeckte, ältere Diluvialschotter eingeschnitten 
ist. C. A. Weber stellt diese Schotter, den Geschiebelehm 
und den an seiner Basis bisweilen auftretenden Bänderton in 
das vorletzte norddeutsche Glazial (Rißeiszeit). Darin 
stimme ich ihm zu: sie entsprechen zeitlich den Schottern, 
in welche die Böhlener Fundschicht eingebettet ist. Die 
Schotter unter der „altdiluvialen“ Terrasse von Borna 
dagegen werden von C. A. Weber dem Ausgang des 
gleichen Glazials zugerechnet. Beim Abschmelzen des 
Landeises soll sich an der Stelle des Wyhrataies eine tiefe 
Rinne gebildet haben, in der diese Flußschotter zur Ab¬ 
lagerung gelangten. 

Es liegt jedoch meines Erachtens ein gewisser Wider¬ 
spruch in der Annahme, daß Erosion und Aufschotterung 
hier gleichzeitig erfolgt sind. Die Ursachen, welche zur 
Erosion führen, können nicht gleichzeitig auch Ablagerung 
von Terrassenschottern bewirken. Und nimmt man beide 
Vorgänge nacheinander, so dehnt man einmal das „Spät¬ 
glazial II“ über Gebühr aus und müßte es dann noch in 
eine frühere Stufe, in der Erosion herrscht, und in eine 
spätere, wo Auf Schotterung erfolgt, teilen. Es müßten sich 
die Vorgänge, die wir vor Ablagerung des Löß beobachten. 


7 ) K. Pietzsch, Der pflanzenführende Glazialton von Luga 
b. Dresden und die Gliederung des Elbtaldiluviums. Ber. Nut. Ges. 
Leipzig. 42. Jg. 1915. 

8 ) C. A. Weber Die Mammutflora von Borna. Abh Xat. Vor. 
Bremen 1914, Bri. XXIII. H. 1, S. 51. 


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152 


auf einen sehr kurzen Zeitraum beschränken. Wir beobach¬ 
ten jedoch überall in Sachsen, daß die Abtragung älterer 
Diluvialsedimente vor der Bildung des Löß sehr stark war, 
daß sie sich also über einen längeren Zeitraum erstreckt 
haben muß. Pietzsch 9 ) hat besonders für das Gebiet des 
Elbtales auf diese Tatsache hingewiesen. Es ist also die 
Stellung der Flußschotter der „altdiluvialen Terrasse" so¬ 
wie auch die des Löß in das Spätglazial II unwahrschein¬ 
lich 10 ). Gewiß gibt es in Nordwestsachsen Kiese, die dem 
Rückzuge des Landeises entsprechen, aber das sind sandr- 
artige Bildungen oder Kiesmoränen, sie liegen fast überall 
dem Geschiebelehm der gleichen Eiszeit auf, und eine 
nennenswerte Erosion hat vor ihrer Ablagerung nicht statt¬ 
gefunden. 

Versucht man, die Ablagerungen der „alluvialen Ter¬ 
rasse" von Borna dem glazialen Schema einzugliedern, 
so wird man grundsätzlich gleichen Ursachen gleiche 
Wirkungen zuschreiben und dementsprechend umge¬ 
kehrt für entsprechende Erscheinungen analoge Gründe 
suchen müssen. In dem Profil von Böhlen findet sich 
an der Basis der Pleißeschotter eine Steinsohle als Erosions- 
rest einer älteren Grundmoräne. Die Erosion wurde ins 
vorletzte Interglazial verlegt, die Auf Schotterung ergab sich 
einwandfrei sowohl durch die gegen ihr Ende einsetzende 
Verknüpfung mit Grundmoräne als auch durch die Flora, 
als Frühglazial II. Analog ist nun anzunehmen, daß die 
starke Erosion, die wir überall im sächsischen Diluvium 
nach der 2. Eiszeit beobachten, im letzten Interglazial 
statthatte. Erst bei Beginn einer neuen Eiszeit erfolgt 
wie bei den früheren Eiszeiten, in den neuausgetieften 
Flußtälern eine erneute Aufschotterung. Als deren Er¬ 
gebnis finden wir in unseren Tälern eine Terrasse, die 
südlich der nördlichen Verbreitungsgrenze des Löß von 
solchem bedeckt ist. Diese Terrasse ist auf den sächsischen 
geologischen Karten mit dem Symbol ,,d3" (=■- jungdiluviale 
Flußschotter) zur Darstellung gebracht worden, soweit sie 
sich deutlich ausscheiden ließ, d. h. besonders in den Tälern 
der Neiße, Elbe und Mulde. Es wurde allerdings 
nicht zum Ausdruck gebracht, daß sie der letzten Eiszeit 
angehört. Erst K. Pietzsch führte in der erwähnten 

9 ) K. Pietzscii a. a. O. 

10 ) Vergl. auch E. Wekth: Die äußersten. Jungendinorünen 
in Norddeutschland und ihre Beziehungen zur Nordgrenze und 
zum Alter des Löß. Zeitschr. f. Gletscherkunde VI. 1912. 


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153 

Arbeit für das Eibtalgebiet die Eingliederung der diluvialen 
Ablagerungen in das heute übliche Schema durch und 
stellte die jungdiluviale Terrasse (d3 — Schotter) ins letzte 
Glazial. Auch im benachbarten Saaletale ist die gleiche 
Terrasse, mit Lößlehm bedeckt, nachgewiesen und von 
Siegert als Saaleterrasse des 2. Interglazials bezeichnet 
worden (interglazial = intermoränal). 

Im Gebiete der Elster und Pleiße dagegen, wo die 
Höhenunterschiede sehr gering sind, hebt sich die Terrasse 
weniger deutlich ab. Sie ist daher auf den älteren Karten 
nicht einheitlich dargestellt worden. Zum Teil erscheint 
sie als ..da“ — ,.Altalluvium“, zum Teil sie als „a8“ -- „ge¬ 
neigtes Alluvium“ bezeichnet, im Elstertale ist sie meist 
gar nicht abgogrenzt worden. Einer späteren Neuauf¬ 
nahme der in Frage kommenden Blätter bleibt es Vorbe¬ 
halten, diese Terrasse einheitlich auszuscheiden. 

Diese Terrasse liegt nun zweifellos auch in dem „Alt¬ 
alluvium" von Borna vor, und die pflanzenführende Mam¬ 
mutschicht von dort ist demnach dem letzten Glazial 
zuzurechnen, sie ist gleichaltrig mit den Ablagerungen 
von Luga und De üben. Diese Angabe hatte C. A. 
Weber für möglich gehalten, es stand ihm aber noch 
keinerlei Vorarbeit über die Gliederung des sächsischen 
Diluviums zur Verfügung. Jedoch kam schon E. Werth 
zur gleichen Altersbestimmung wie ich 11 ). Gewisse Schwie¬ 
rigkeiten bietet nur der „Terrassenlehm“, welcher in 
Borna die Mammutschicht überlagert. Da gleichzeitig 
der sonst auf dieser Terrasse (z. B. zwischen Böhlen 
und S t ö h n a im Pleißetale etwa 10 km nördlich) vor¬ 
handene Löß fehlt, bin ich der Meinung, daß dieser in 
Borna durch den feinsandigen horizontal geschichteten Ter¬ 
rassenlehm vertreten wird. Man kann annehmen, daß der 
Löß über die trockenen vegetationsarmen Höhen gefegt 
und in nur geringer Mächtigkeit abgelagert wurde, im 
Tale jedoch in langsam fließendes oder stehendes Wasser 
getrieben wurde und gemischt mit fluviatilen Sedimenten 
zur Ablagerung kam. Wir dürfen auch nicht vergessen, 
daß nicht der gesamte alte Talboden eine gleichmäßige 
Lößdecke tragen kann: auf diesem befanden sich Flu߬ 
betten sowie sumpfige Stellen, in die der Staub geweht 
und mit Schlick oder Sand gemischt wurde. 


u ) E. Werth: Die Mammutfloni von Borna. Naturw. 
Wochenschrift, Neue Folge, Bd. 13, 1914. 


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154 


Nach Ablagerung der Bornaer Wyhratalterrasse er¬ 
folgte neuerdings Erosion, hierauf abermals Aufschüttung 
eines Flußschotters, Bildung von Torf- und Muddelagern 
und schließlich von Aulehm. C. A. Weber stellt diese 
Schotter- und Torfbildungen ins letzte Glazial (Würmeis¬ 
zeit). Nachdem wir nun aber oben für die Bildung des 
Mainmuttones und der „altalluvialen“ Terrasse ein letzt- 
glaziales Alter nachgewiesen haben, sind die jüngsten Schot¬ 
ter der Wyhraaue anders einzugliedern. Hellmuth Weber 12 ) 
hat die Flora der diesen Schotter überlagernden Torf¬ 
und Muddebildungen eingehend untersucht und eine Ab¬ 
folge von einer baumlosen Vegetation über eine Weißbirken-, 
Föhren- und Eichenstufe bis zur heutigen Flora festgestellt. 
Die älteste in diesen Torfmudden festgestellte Flora hat 
jedoch keineswegs den Charakter der echt glazialen von 
Borna und Deuben oder der älteren von Böhlen. 
Vielmehr ist sie wohl charakteristisch durch das völlige 
Fehlen von Bäumen (auch Zwergbirken treten erst etwas 
höher auf), jedoch sind die den Hauptteil stellenden Sumpf- 
und Wasserpflanzen auch heute noch in Mittel- und Nord¬ 
europa verbreitet. Nur Carex aquatilis ist heute auf das 
Gebiet nördlich von Reval und von Mittelschweden be¬ 
schränkt. Der in den gleichen Schichten festgestellte Kon- 
chylienbestand kommt nach Wüst 13 ) dem der Birken- und 
Espenzcit in Dänemark und in Norddeutschland am 
nächsten. Dieser palaeontologische Befund läßt schon darauf 
schließen, daß das Klima zur Ablagerung der Torf- und 
Muddebildungen nicht so ausgesprochen arktisch war wie 
zur Zeit der oben genannten echtglazialen Ablagerungen, 
und es geht schon daraus hervor, daß man die unter dem 
Aulehm auftretenden Muddeschichten nicht für gleichaltrig 
mit den Deubener und Lugaer Pflanzentonen erklären kann. 
Sie können auch, nachdem das Alter der Bornaer Mammut* 
Schicht als Glazial III feststeht, nicht einfach als Spät¬ 
glazial III aufgefaßt werden, da ja zwischen beiden Ab¬ 
lagerungen eine Erosion und die Bildung von Flußschottern 
erfolgt ist. Die Bornaer Muddeschichten sind daher meiner 
Ansicht nach in die Zeit des baltischen Vorstoßes zu stel¬ 
len. In dem Interstadial zwischen dem Hauptvorstoß der 
letzten Eiszeit und diesem baltischen Vorstoß erfolgte, wie 

12 ) Hellmuth Weber: Über spät- und postglazialc lakustrine 
und fluviatile Ablagerungen in der Wyhraniederung bei Lobstädt 
und Borna. Abh. Nat. Ver. Bremen 1918. Bd. XXIX. 

13 ) Hellmuth Weber a. a. O. S. 201. 


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155 


in den Interglazialzeiten, Erosion, und es wurde das end¬ 
gültige Wyhratal ausgegraben. Mit dem baltischen Vorstoß 
begann die Aufschüttung der jüngsten „alluvialen“ Flu߬ 
kiese, und wahrscheinlich während der langen Zeit, in der 
das Eis die baltischen Endmoränen aufhäufte, bildeten 
sich die untersten Torf- und Muddeschichten. 

Es ist darauf hinzuweisen, daß C. Ä. Weber unter 
dem Glazial 1IT (Würmeiszeit) den baltischen Vorstoß ver¬ 
steht (a. a. O. S. 58), während ich diesen als gleichaltrig 
mit dem Bühlvorstoß ansehe und im Endmoränenzug Burg, 
Jüterbog, So rau, bzw. Magdeburg, Calbe- 
Gräfenhainichen den Hauptstoß der dritten oder letz¬ 
ten norddeutschen Eiszeit erblicke. Wir stimmen also 
insofern ül>erein, als wir beide die Ablagerung der Schotter 
in der Wvhraaue und die Bildung der norddeutsch-bal¬ 
tischen Endmoräne für gleichzeitig halten. Diesem Vor¬ 
stoß entspricht im Elbtale eine ausgeprägte, von (Au)-Lehm 
bedeckte Terrasse, auch im Muldegebiet ist sie bei 
Wurzen auszuscheiden. In den kleineren Tälern der 
Elster und Pleiße ist ihr Nachweis schwer, sie ver¬ 
schwimmt hier völlig in der alluvialen Talaue, da sie noch 
heute von den Frühjahrsüberschwemmungen meist erreicht 
wird und infolgedessen auch von Aulehm bedeckt ist. 

Die Gliederung der Bornaer und Böhlener Ablagerun¬ 
gen geht klar aus der umstehenden Tabelle hervor. 

Die Aufschlüsse von Borna und von Böhlen geben 
uns ein lückenloses Profil durch die beiden letzten nord¬ 
deutschen Eiszeiten. Sie erweisen einwandfrei eine tundren¬ 
artige Vegetation während beider Eiszeiten, eine baumlose 
Flora mit nordischem Einschläge zur Zeit des baltischen 
Vorstoßes. Daß die Fundpunkte nur 12 km voneinander 
entfernt sind, macht die Ergebnisse um so bemerkenswerter. 

Von den Schlüssen, die sich aus unseren Untersuchungen 
ziehen lassen, seien nur die folgenden erwähnt. Aus der 
genauen Altersbestimmung der Floren von Luga, Deuben 
und Borna ist die Mindestbreite des vor dem Landeise sich 
ausbreitenden Tundrastreifens zu ersehen. Luga und 
Deuben liegen mindestens 75 km von den äußersten 
Jungendmoränen nördlich Senftenberg entfernt. Von 
Borna sind es 60 km bis zu den in ihrem Alter um¬ 
strittenen Endmoränen der Dübener Heide, 95 km 
bis zu den Endmoränen bei Jüterbog. 60—100 km breit 
muß also der Tundrengürtel zur Zeit des größten Vorstoßes 


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Art der Ablagerung 
Borna-Lobstädt j Böhlen 

Geologischer 

Vorgang 

Stufe 

Aulebm 

Jüngere 

Mudde 


Erosion u. Sedi¬ 
mentation durch 
Inundation 
Moorbildung 

Alluvium 

Postglazial 

Ältere Mudde 
Flußschotter 


Moorbildung 

Aufschotterung 

Baltischer 

Vorstoß 



Einschneiden 
der jüngsten Tal¬ 
stufe 

Interstadial 

Terrassenlehm 

Löß 

Lößbildung 

Hochglazial 111 

Mammut- 

.Schicht 

Flußschotter 


Moorbildung 

Aufschotterung 

Frühglazial III 


Steinsohle 

j 

Erosion 
Einschneiden 
des Wyhratales 

Interglazial II u. 
Spätglazial II 

Geschiebelehm 
und Bänderton 

Geschiebelehm 
und Bänderton 

Inlandeis 

Hochglazial 11 
mitOszillationen 

Ältere Schotter 
der Hochflächen 

Hochterrassen¬ 
schotter mit 
Pflanzenton 

Aufschotterung, 
z.T. Moorbildung 

Frühglazial 11 

Diskordanz 

Diskordanz 

Erosion 

Interglazial I 


Steinsohle, 

Rest älterer 
Moräne 

Inlandeis 

Glazial I 

Unter-Oligocän 
oder Eocän 

Mittel-Oligocän 




der letzten Eiszeit mindestens gewesen sein. Weitergehende 
Schlüsse erlaubt ferner die Eingliederung der Bornaer 
unteren Mudden in die Zeit des baltischen Vorstoßes. Die 
hier angetroffene Pflanzengemeinschaft entspricht nicht der 
einer arktischen Tundra, jedoch ist das völlige Fehlen aller 
Bäume um so bemerkenswerter, wenn man berücksichtigt, 
daß Pollen vom Winde sehr weit verfrachtet werden. 


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167 


Kiefernpollen ja bekanntlich, wie ihr Vorkommen in rezen¬ 
ten Mooren auf Nowaja Semlja beweist, 6—700 km 
weit. Man wird danach für die Zeit des baltischen Vor¬ 
stoßes ein charakteristisches Steppenklima in Sachsen an¬ 
nehmen müssen, wenn auch Vertreter einer Steppenvege¬ 
tation in den Ablagerungen eines stehenden Gewässers 
nicht leicht zu erwarten sind. Borna liegt etwa 225 km 
von den baltischen Endmoränen entfernt, mindestens so 
breit ist hier der baumfreie Gürtel anzunehmen. 

Noch in 75—100 km Entfernung 14 ) vom baltischen 
Landeis wird demnach eine arktische Tundrenvegetation 
gelebt haben, so daß deren Reste also etwa in der Gegend 
von Berlin oder Frankfurt a. 0. aufgefunden werden 
könnten. Andererseits ist zu sagen, daß die Baumgrenze 
in mindestens 200—250 km Entfernung vom Landeise ge¬ 
legen hat. Sie wäre also im letzten Glazial südlich von Hof 
und erheblich südlich von Prag zu suchen, und noch weiter 
im Süden wäre sie in der vorletzten und in der ersten nord¬ 
deutschen Eiszeit gewesen. Die Zone, in welcher zwischen 
dem alpinen und dem norddeutschen Landeise eine ge¬ 
schlossene Waldvegetation auf treten konnte, schwindet daher 
sehr zusammen. Der Temperaturrückgang in Mitteleuropa 
war während der Eiszeiten, wie C. Gagel 15 ) neuerdings 
betont, nicht nur bedeutend größer, als man bisher ange¬ 
nommen hatte, er ist auch ganz allgemein und erstreckt 
sich gleichmäßig über das ganze Gebiet. Schon daraus 
geht hervor, daß die Temperaturerniedrigung nicht die 
Folge des eindringenden Landeises ist, wie von Mono- 
glazialisten bisweilen behauptet wird, sondern daß sie der 
gleichen Ursache entspringt, die die Bildung des Land¬ 
eises bewirkte. Interglaziale Ablagerungen sind aus Nord¬ 
westsachsen noch nicht mit Sicherheit festgestellt worden, 
jedoch bei Rabutz und im Saalegebiete nachgewiesen. Sie 
zeigen deutlich den völligen Klimawechsel, der stattgefunden 
hat. Ob das Interstadial zwischen dem Hauptvorstoß und dem 


n ) Die folgenden Angalien beziehen sich natürlich nur auf den 
Sektor, der sich zwischen der baltischen Endmoräne und Sachsen 
bzw. dem südlich angrenzenden Gebiete erstreckt. Es ist klar, 
daß die einzelnen Klima- und Vegetationsgürtel durch morpho¬ 
logische Bedingungen stark modifiziert wurden, auch die einzelnen 
Zonen im Westen infolge ozeanischer Einflüsse wohl weniger 
breit waren als im Osten. 

15 ) C. Gagel: Das Klima der Diluvialzeit. Zeitschrift der 
Deutschen Geol. Ges. Bd. 75. 1923. 


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baltischen Vorstoß der letzten Eiszeit von einer erheblichen 
Klimaänderung oder dem Nachdringen des Waides begleitet 
war, ist nicht bekannt; jedenfalls aber ist es sicher, daß eine 
Eingliederung der postgiazialen Vegetationsperioden nicht 
vom letzten Haupt vorstoß (äußerste Jungendmoräne), son¬ 
dern vom baltischen Vorstoß aus zu erfolgen hat. 

Leipzig, 9. November 1923. 

[Manuskript eingegangen am 7. Dezember 1923.] 


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6. Die Rudisten des norddeutschen Turons. 

Von Herrn Th. Wrgner in Münster i. Westf. 

(Hierzu Tafel V und 2 Textabbildungen.) 

Gegenüber der Formenfülle und dem Individuenreich¬ 
tum des mediterranen Meeres an Rudisten, der bis zur 
ausgedehnten Gesteinsbildung führt, treten die Rudistenfunde 
in den nördlichen Bezirken sehr zurück. Rudisten sind 
hier bisher aus Nordfrankreich, England, Schweden, Nord- 
deutschland und Böhmen bekannt geworden. Sie wurden in 
Norddeutschland vor allem aus dem Senon beschrieben und 
sind hier durchaus nicht so selten, wie gemeinhin ange¬ 
nommen wird. Müller 1 ) fand bei Ilsenburg a. H. unge¬ 
fähr 700 Exemplare, während mir aus dem westfälischen 
Senon bisher 40 Stück vorliegen. Dazu kommen noch 
ältere Funde von Roemer und Ewald aus dem Harz¬ 
vorland und neuere Funde im westfälischen Untersenon, die 
mir der Zahl nach nicht bekannt sind. Von Interesse ist, 
daß die senonen Stücke bisher nur an einigen wenigen 
Punkten gefunden wurden. 

Auch die Artenfülle ist recht beträchtlich. Durch 
Ewald, Roemer und insbesondere durch Müller sind aus 
der oberen Quadratenkreide Norddeutschlands Radiolites 
hcrcynicus Ewald, R. pusillus Lundc.ren, R. sublactngalufi 
Luxor. kex, R. Gosae Roemer bekannt geworden. Dazu 
kommt aus der westfälischen Granulatenkreide R. Miillvri 
Wegxer 2 ). 

Weniger als aus dem Senon sind Rudisten aus dem 
Turon bekannt geworden. Drescher erwähnt das Vor¬ 
kommen von Biradiolitcs cornupastoris bereits 1863 3 ) aus 
dem Turon von Löwenberg in Schlesien. Der erste west- 


*) Die Rudisten der oberen Kreide am nördlichen Harzrande. 
Jahrb. d. Pr. Geol. Landesanst. f. 1839, Berlin 1892, S. 137. 

*) Zeitschr. d. I). Geol. Ges. 1905, IM. 57, S. 193, Taf. VIII, 
Fig. 5 a bis e. 

3 ) Zeitschr. d. D. Geol. Ges. Bd. XV, B ;rlin, 1863, S. 358. 


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160 


fälische turone Rudist wurde 1905 im Kalksteinbruch Böker 
zwischen Stadtlohn und Südlohn im westlichen Münster¬ 
land von mir 4 ) gefunden. Das Exemplar konnte damals 
ebenso wie zw r ei später von Löscher 6 ) gefundene Stücke 
nicht näher bestimmt werden. Inzwischen sind von Lehrer 
Laurent bei Hörde und von Rcchnungsrat Mack bei Essen 
weitere Funde gemacht worden, die Franke 6 ) sämtlich 
als Raäiolites Mortoni in seiner dankenswerten „Zu¬ 
sammenstellung der in Nordeuropa bekannten Rudisten“ 
bestimmte. Diese und die inzwischen von Toucas 7 ), Dor- 
ville 8 ) und Pruvost») über französische Rudisten erfolgten 
Veröffentlichungen gaben mir Veranlassung zu einer Be¬ 
arbeitung der turonen Funde des nördlichen Gebietes. 

Diese gehören folgenden Arten an: 

Sauvagesia Westfalica sp. n. 

Durania Mortoni Mantell 

Durania Arnaudi var. expansa Chofvat. 

Hiervon treten die beiden an erster Stelle genannten 
Arten in Westfalen, die zweite in Schlesien, Nordfrankreich 
und England auf, während die letztere nur in Nord¬ 
frankreich gefunden wurde. 

Beschreibung der Arten. 

Sauvagesia Westfalica n. sp. 

(Taf. V, Abb. 3 und Textabb. 1.) 

Von Frohnhausen bei Essen-Ruhr liegt eine aus vier 
Individuen bestehende Kolonie vor. Ein Einzelindividuum 
von Hörde sowie zwei Bruchstücke solcher von Billmerich 
sind ebenfalls hierhin zu stellen. Sämtliche Exemplare 
sind stark abgerollt, und zudem sind zwei, Individuen der 
Kolonie nachträglich verletzt. Die Deckel fehlen. 

Die Schale ist kräftig kegelförmig. An sämtlichen 
Exemplaren ist die Spitze abgebrochen. 


*) Sitzungsberichte d. niederrhein. Geol. Ges. Bonn 1906, S. 2. 
ö ) Die westfälischen Galeritenschichten. Diss. Münster und 
Neues Jahrb. f. Min. 1910, S. 307. 

6 ) Monatsb. d. D. Geol. Ges. 1911 Bd. 63, S. 356. 

7 ) Etudes sur la Classification et Involution des Radiolitides. 
Mcmoires de la soc. geol. de France. Paleontologie, Nr. 36. 
Paris 1907. 

8 ) Etudes sur les Rudistes. Mcmoires de la soc. geol. de France. 
Paleontologie, Memoire Nr. 41. Paris 1910. 

9 ) Annales de la soc. geol. du Nord, Bd. XLII, Lille 1913, S. 83. 


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161 


Masse: 



Länge: 
(Spitze ab¬ 
gebrochen) 

Unterer 

Durch¬ 

messer 

Oberer 

Durch¬ 

messer 

l. Exemplar der Kolonie . . . 

c. 7,5 

c. 3,3 

c. 7,1 

2. Exemplar der Kolonie . . . 

c. 7,4 

c. 3,2 

c. 6,4 

Einzelindividuum. 

c. 6,7 

c. 2 

c. 5,6 


An dem besterhaltenen Exemplar der Kolonie sind 
l**ide Bänder eben, das vordere ist breiter (11 mm am 
oberen Rande gemessen) als das hintere (8 nun). ül>er 
das vordere Band setzen vielfach blattartig absetzende, 
weit vorstehende Anwachslamellen hinweg. Boi dem 
hinteren, allerdings nur auf ein sein* kurzes Stück sicht¬ 
baren Band sind die Lamellen hingegen sehr schwach 
ausgeprägt. Das Zwischenband springt wenig vor. Es 
besteht aus drei fast gleich starkem Rippen, die denen der 
übrigen Schale an Größe wenig nachstehen. Die Skulp¬ 
tur der übrigen Teile der Schale besteht aus kräftigen, 
scharf abgesetzten, von den Anwaehslamellen stark be- 



Abb. 1. Querschnitt von Sauvagesia westfalica Wkonkh. 
Original: Geol. Landesanstalt, Berlin. Umriß durch 
Verwachsungen an den gestrichelten Stellen beeinflußt. 

I vorderes, II hinteres Band, a Ligament. 

‘•influßten, unregelmäßigen Rippen. Sie werden durch 
tfleichbreite oder bis doppelt so breite, glatte Intervalle von 
einander getrennt, die wenig konkav bis eben sind und 
durch die sich hin und wieder eine sehr schwache Längs¬ 
rippt» zieht. 

ZeUschr. d. D. Geol. Oes. 1924. 11 


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162 


Das Ligament ist deutlich bei drei Exemplaren zu 
beobachten, bei den anderen Individuen fehlt der betreffende 
Teil der Schale. Das Ligament bildet eine kräftige, scharfe 
Leiste, die vertikal und nahezu geradlinig verläuft. An dem 
vollständigen Exemplar sind auf dem oberen Rand zwei 
unter spitzem Winkel divergierende, schwache Furchen zu 
beobachten, die ein langdreiseitiges, in der Skulptur von 
dem übrigen Rand nicht abweichendes Feld einschließen. 

An den übrigen Exemplaren ist der hintere Teil der 
Schalen mit den Bändern infolge Verwachsung oder Ver¬ 
letzung nicht oder nicht mit Sicherheit zu beobachten. 

Durch die sehr dünne Innenschicht schimmern die 
Prismen der äußeren Schicht hindurch. Die Prismenschicht 
ist überall kräftig und gleichmäßig entwickelt und zeigt 
nach den Rändern zu keine Abnahme der Prismengröße. 
Die Spitze ist bei allen Exemplaren abgebrochen. 

Bei der völligen Übereinstimmung der weiteren als 
Durania Morto?ii Mantell von Westfalen und Nordfrank¬ 
reich beschriebenen Stücke liegt es am nächsten, diese 
Form mit der zweiten von Pruvost aus Nordfrankreich 
beschriebenen Durania Arnaudi var. cxpansa Choffat 10 ) 
zu vergleichen. Es ergibt sich hierbei eine überaus auf¬ 
fallende Übereinstimmung in der Ausbildung der Schale 
mit Ausnahme des Auftretens eines Ligamentes, so daß sich 
die Frage aufdrängt, ob das Ligament wirklich die ihm 
zugemessene Bedeutung zur Unterscheidung von Unter¬ 
ordnungen besitzt. Eine weitere Abweichung sehe ich nur 
in dem geringen Vorspringen des Zwischenbänderfeldes 
bei dem westfälischen Stück und der scharfen Ausprägung 
von drei fast gleich großen Rippen auf demselben. 

Infolge des Ligamentes können aber die vorliegenden 
Stücke nicht mit Durania vereinigt werden, sondern sind 
bei der guten Ausbildung der Bänder und des Zwischen¬ 
bänderfeldes zu Sauvagesia Bayle 11 ) zu stellen. Die bis¬ 
her beschriebenen Arten dieser Gattung haben sämtlich 
eine feine Berippung der Bänder gemeinsam, so daß deshalb 
und auch infolge der Ausbildung des Zwischenbänderfeldes 
eine Vereinigung mit den beschriel>encn Arten nicht mög¬ 
lich ist. Das vorliegende Stück zeigt zum erstenmal, daß 
bei der mit Ligament versehenen Sauvagesia in derselben 

10 ) Pruvost: Annalos de la soi*. gcol. du Nord. 1013. Taf. ET. 
S. 90. 

n ) Ich folge der Classification von Doivn.i.ß, Classification 
des Radiolites, Bull. soc. geol. de France. 15. Dez. 1902, S. 476. 


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163 


Art wie l>ei Durania neben Formen mit lxtrippten Bän¬ 
dern solche mit glatten Bändern auftreten. Da Sauvagesia 
bereits im Albien mit S. texana Roemer auftritt und im 
mittleren Turon erlöscht, könnte dieselbe Erscheinung, wie 
bei Durania vorliegen, bei der die älteren Formen l>e- 
rippte, die jüngeren hingegen glatte Bänder besitzen. 

Trotzdem nur ein gutes Individuum vor liegt, stelle ich 
infolge der sehr bezeichnenden Unterschiede gegenüber den 
Funden des mediterranen Gebietes eine neue Art auf, die 
ich nach dem Fundort als Sauvagesia westjalica bezeichne. 
Die Diagnose dieser Art ist folgende: 

Sauvagesia , mit kräftig konischer Unter¬ 
schale, die beiden Bänder eben, ungerippt, 
aber mehr oder weniger von kräftigen A n - 
wachslarneilen bedeckt und gegen das 
Zwischenbänderfeld und die übrige Schale 
scharf abgesetzt. Das Zwischenbänderfeld 
aus etwa drei unter sich fast gleichgroßen 
und gleichmäßig stark hervortretenden Rip¬ 
pen gebildet. Die übrige Schale mit kräftig 
vorspringenden Rippen bedeckt, die durch 
größere Zwischenräume getrennt sind. 

Vorkommen: Grenze Cenoman-Turon, bis¬ 
her nur Essen-Ruhr, Hörde und Billmerich 
bei Unna. Das Hörder Exemplar wurde von Lehrer 
LAiRENT-Hörde in der untersten Turonbank, dem Cenoman¬ 
knollenkalk aufgewachsen, bei Dortmund (Westfalen) ge¬ 
funden. 

Original in der Geologischen Landes¬ 
anstalt-Berlin. 

Der Horizont des Essener Exemplares ist nicht sicher 
bekannt, vermutlich aber derselbe, während die Bruch¬ 
stücke von Billmerich sich im untersten Lahiatuspläner 
fanden. 

Durania Mortoni Mantell 
(Taf. V, Abb. 1 , 2.) 

1833 liadioUtes Mortoni Mantell, Geology of the South- 
East of England. S. 130, 1833. 

1850 Hudson, Geology and fossils of the tertiary and ere- 
taceous formations of Sussex. London 1850. S. 354, 
Taf. 26. Abb. 1—6. 

1863 Conia Lyell bei Hudson, Magazin of natural history 
etc. London 1863. S. 103, Abb. Nr. 19. 

11 * 


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164 

1863 Biradiolitcs cornupastoris d'Orh. bei Drescher, Zeit¬ 
schrift d. D. geol. Ges. Bd. XV. 1863. S. 358. 

1911 Rad. Mortoni Ma stell z. T. b. Franke, Zeitschrift 
d. D. geol. Ges. Bd. 63. Berlin 1911, S. 357. 

1913 Durarfia Amaudi Choffat b. Pruvost, Annales de 
la soc. geol. du Nord, Bd. 42, Taf. XL1I. S. 83. 

1913 Biradiolites jasciger Scupin, Löwenl>erger Kreide. Pa- 
läontographiea, Suppl. VI, Lfg. 3, Stuttgart 1913, S. 172. 
Taf. 8, Abb. 7. 

Exemplare aus den Ga 1 e r i t e n s c h i e h t e n von 
S t a d 11 o h n und W e s s u m. 

(Vgl. Taf. V, Abb. la-c.) 

a) Bei dem von mir im Steinbruch Böker zwischen 
Stadtlohn und Südlohn gefundenen Exemplar ist ein großes, 
vorzüglich erhaltenes Stück der rechten Klappe erhalten. 
Die linke Klappe fehlt. Das erhaltene Stück der rechten 
Klappe hat eine Länge von 15.5 cm und einen Durch¬ 
messer von unten 6, bzw. oben 8,3 cm von vorn nach 
hinten und 7, bzw. 9,2 cm quer gemessen, so daß eine 
geringe Depression von vorn nach hinten vorliegt. Die 
Schale zeigt eine schwache Biegung nach hinten. Die 
Außenseite des Stückes ist mit mehreren Schalen von 
Ostrven, Dimyotlon und einer Terebratula besetzt. 

Die untere Schale ist langkonisch. Der Vergleich mit 
dem unten beschriel>enen, von Löscher gefundenen Stück 
ergibt, daß die Schale eine Länge von mindestens 50 cm 
gehabt haben muß. Das allmähliche Anwachsen aller 
Durchmesser ist bis zum kaum verletzten oberen Rand 
hin stetig vorhanden. Die Prismenschicht ist sehr kräftig, 
sie steigt am oberen Rande auf 2,3 cm. Die Größe der 
Prismen schwankt, im allgemeinen sind sie klein, doch 
beobachtet man stellenweise Prismen, die doppelt so groß 
wie die normalen sind. Die Porzellanschieht ist meistens 
papierdünn, steigt aber hin und wieder plötzlich bis zu 
etwas über 1 mm Stärke an. 

Beide Längsbänder sind kräftig vertieft und durch ab¬ 
weichende Skulptur gegenüber der weiteren Schale aus¬ 
gezeichnet. Diese Skulptur besteht bei beiden Bändern 
in feinen Rippen, deren Zahl mit dem Alter steigt und 
im unteren Teile.* e. 10, im oberen Teil 12 beträgt. Beide 
Bänder sind beiderseits durch tiefe und zumeist scharfe 
Furchen begrenzt. Das vordere Band ist breiter, aber 
tiefer und schärfer eingelassen als das hintere. .Jenes 


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165 


läuft im unteren Teile der Schale scharf gerundet und im 
mittleren Teile spitz zu und ist hier schluchtartig vertieft, 
während sich im oberen Teile eine zunehmende Verflachung 
und Rundung bemerkbar macht. Die enge Zusammen¬ 
ziehung der seitlichen Wände im mittleren Teil ist allem 
Anschein nach aber anormal, wie eine hier aufgewachsene 
Prismenschicht zu beiden Seiten der Einschnürung, die 
nicht von einem anderen Individuum herrühren kann, zeigt. 
Die anormale Schalenbildung in diesem Falle zeigt sich 
auch in dem unten erwähnten scharfen Absturz des zwei¬ 
ten Randes in gleicher Höhe. Demgegenüber ist das hintere 
Band im unteren Teile breit gerundet und weniger cinge- 
senkt, setzt dann aber im mittleren Teile des erhaltenen 
Stückes plötzlich mit über 5 mm hoher Kante zu einer 
kräftigen, breiten Einsenkung ab. Unter beiden Bändern 
sinkt die Dicke der Schale bedeutend. Vor allein ist unter 
dem vorderen Band die Schale sehr dünn und beträgt 
nur 0.3 cm gegenüber durchweg 2 cm Dicke in den 
übrigen Teilen und 0,7 cm unter dem hinteren Band. 
Unter dem vorderen Band bildet die Trismenschicht zudem 
eine breite Ausbuchtung 12 ) nach innen, die unter dom 
vorderen Teile des Zwischenbänderfeldes plötzlich mit einer 
Furche gegen den weiteren normalen Teil absetzt. Die 
innere Schiebt folgt diesen Umrissen, so daß sic einen 
kräftigen überkippten Sattel mit in der Furche ansetzender 
Mulde bildet. Die* Furche erweckt den auch von Pjh t vost 
liei Durania Arnaudi Ohofkat hervorgehobenen Eindruck, 
daß die Schale an dieser schwächsten Stelle ein Riß durch¬ 
setzt. Ein solcher ist «aber nicht vorhanden. 

Das kräftig gewölbte Zwischenbänderfold ist durch die 
bereits erwähnte, zumeist scharf ausgebildete Furche beider¬ 
seits abgesetzt. Zwei kräftige, scharfe Längsfurchen zer¬ 
legen das Zwischenbänderfold in drei kräftige Rippen. Die 
vordere derselben ist einheitlich, die mittlere, bei weitem 
kräftigste* Rippe ist durch ein bis zwei schwache Furchen 
mit zwei bis zumeist drei feineren Rippen versehen. Eine 
schwache Zwei- bis Dreigliederung ist ebenfalls bei der 
dritten, im allgemeinen mehr einheitlichen Rippe zu be¬ 
obachten. 


12 ) Diese Ausbuchtung ist an zahlreichen Arten, vielfach sogar 
unter beiden Bändern zu beobachten. Vergl. dieselbe Erscheinung 
z. B. bei Durania Flickt Toucas, Durania Bertholoni Pkrvin- 
Oiiemk und Durania gaensis Dacqck. Sie ist aber nach den 
vorliegenden Stücken individuell. 


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166 


Die Skulptur der übrigen Schale beiderseits der Bänder 
besteht aus ziemlich gleichmäßigen Rippen. Zunächst liegen 
beiderseits von den Bändern etwa fünf kräftige Rippen 
fast von gleicher Ausbildung wie die kräftigen Rippen 
auf dem Zwischenbänderfeld vor. Sie sind im unteren 
Teile zunächst durch zwei bis vier, dann in plötzlichem 
Wechsel im oberen Teile des Stückes durch ein bis zwei 
Längsfurchen in kleinere, gleichmäßigere Rippen zerlegt. 
Dadurch, daß die kräftigen Furchen weiter nach vorn 
kleiner und kleiner werden, verschwindet allmählich die 
Bündelung der an die Bandfelder anschließenden ersten 
Rippen, so daß auf dem größten Teil der vorderen Schale 
mittelgroße, kräftige, recht gleichmäßige Rippen vorliegen. 

Die Innenschicht ist dünn. Vielfach sieht man die 
Prismen der äußeren Schicht durchschimmern. Abgesehen 
von dem oben erwähnten, gleichmäßig unter dem vorderen 
Band her verlaufenden Absatz der Innenschieht sind auT 
dieser mehrfach nicht aushaltende, rißartige Abstürze in 
der Längsrichtung, seltener quer dazu vorhanden. Auf 
der Mitte der linken Seite bildet die Innenschicht eine 
scharfe Leiste, die sich bis zum mittleren Teil hinzieht 
und vielfach 2 bis 3 mm Höhe erreicht, weiter nach 
oben zu sich aber mehr und mehr verliert und in einen 
der plötzlichen Absätze der Schale übergeht, der vor dem 
oberen Rande der Schale ganz verschwunden ist. Ein 
2 cm langes Stück einer derartigen Leiste liegt auch im 
oberen vorderen Teil der linken Schalenhälfte vor. Diese 
Leisten erinnern an ein Ligament. Eine solche Deutung 
kommt aber für sie, abgesehen von der abweichenden Aus¬ 
bildung, wegen ihrer wechselnden Lage nicht in Frage. 

b) Die von Löscher am gleichen Fundort gesammelte 
Kolonie besteht aus Resten von zwei sehr großen und 
einem kleinen Individuum. Der Durchmesser des größten 
Exemplares beträgt am oberen Rande etwa IH /2 cm. Bei 
dem größten Exemplar ist die breite Vertiefung des hin¬ 
teren Bandes und etwa die Hälfte des hieran ansetzenden 
Zwischenbänderfeldes im Querschnitt erkennbar. Danach 
stelle ich das Stück zu derselben Art, obwohl weitere Skulp¬ 
tur infolge von Verwachsungen nicht zu erkennen ist. 

c) Ein drittes, sehr dürftiges Bruchstück einer aus 
zwei Individuen bestehenden Kolonie wurde 1914 von 
Löscher im Labiatuspläner von Wessum bei Ahaus ge¬ 
sammelt. Zwei junge Individuen sind miteinander ver¬ 
wachsen, von deren Schale ein je 9 etn langes Stück er- 


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167 


halten ist. Bemerkenswert ist auch bei diesen jungen 
Individuen das geringe Anwachsen des Durchmessers. Ob¬ 
wohl sicher noch ein beträchtliches Stück des unteren 
Endes fehlt, beträgt der Durchmesser am oberen Rande 
erst 4,5 cm. Nur an einem Stück ist der Anfang des 
vorderen Bandes zu erkennen. Auf der Innenschicht sind 
auch hier die beim ersten Stadtlohner Exemplar näher 
beschriebenen scharfen Absätze in der Längs- und Quer¬ 
richtung vorhanden. 

Die Frage, ob die Stücke als Bruchstücke eingebettet 
wurden, läßt sich nicht mit Sicherheit entscheiden. Zwar 
ist das untere Ende des ersten Stückes von einem alten 
Bruch begrenzt. Da das Exemplar aber von mir in einem 
Haufen losgebrochenen Gesteines gefunden wurde, so ist 
es durchaus möglich, daß die Fortsetzung sich in einem 
anderen Stück des sehr klüftigen Gesteines befand. Das¬ 
selbe gilt für die beiden anderen Stücke. 

Sämtliche Stücke stammen aus dem unteren Turon, 
und zwar die beiden in dem Bökerschen Steinbruch ge¬ 
fundenen Exemplare aus den Grenzschichten von Labiatus- 
und Brongniartipläner, während das Stück von Wessum 
wahrscheinlich in echten Labiatusschichten gefunden wurde. 

Die beiden an erster Stelle genannten Stücke finden 
sich in der Sammlung des geologischen Institutes in 
Münster, das letztere in der Sammlung des Gymnasial¬ 
direktors Dr. Löscher, Essen-Ruhr. 

Exemplare von Hörde bei Dortmund und von 

Essen. 

(Taf. V, Abb. 2 a und b.) 

a) Nach von mir vorgenommener Präparation einer 
aus vier angebrochenen Individuen bestehenden Kolonie, 
die im naturhistorischen Museum der Stadt Dortmund auf¬ 
bewahrt wird, sind an dem am besten erhaltenen In¬ 
dividuum beide Bandfelder, an einem zweiten das hintere, 
einem dritten das vordere, sowie an mehreren Stellen 
Skulpturteile der übrigen Schale sichtbar geworden. 

An dem besterhaltenen Individuum ist das vordere 
Band breiter, aber weniger scharf als bei dem Stadtlohner 
Exemplar eingefaltet, aber auch hier ist sehr deutlich 
die tiefere Einsenkung des vorderen Bandes gegenüber dem 
hinteren ausgesprochen. 12—13 feine Längsrippen ziehen 
über das Band, das mit kräftigem Furchenabsatz gegen 
die Vorderseite und mit kräftiger Rippe gegen das Zwischen- 


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bänderfeld begrenzt ist. Das mit einem anderen Indi¬ 
viduum völlig verwachsene Zwischenbänderfeld ist auffallend 
schmal und um 2—3 mm schmaler als das vordere Band¬ 
feld. Das hintere Band hat die gleiche Zahl deutlicher 
Längsrippen. Die beim Stadtlohner Exemplar seitlich der 
Bandregion auf der Außenseite zu beobachtende Bündelung 
der Rippen ist nur vereinzelt angedeutet, meist sind die 
Rippen völlig isoliert, und von derselben Ausbildung wie 



Abb. 2. Querschnitt durch die Unterschale des besten Individuums 
der Hörder Kolonie von Durania Mortoni Mantkix. 

I vorderes, II hinteres Band. 

sie die weitere Außenseite des Stadtlohner Stückes zeigt. 
Die Rippen sind durch stärkeres Hervortreten der Lamellen 
schwach gezähnt. 

An dem zweiten Individuum, an dem das vordere 
Band zum Teil erhalten ist, sind die vor demselben ge¬ 
legenen Rippen ebenfalls nicht vereinigt. Die Rippen des 
vorderen Bandes sind schwach und nicht durch eine schärfer 
ausgebildete Furche gegen die Außenseite abgegrenzt. Die 
Anwachslamellen ziehen sich deutlich sichtbar in Abständen 
von i /2 bis 1 cm über das Bandfeld, während beim Stadt¬ 
lohner Exemplar die in gleichen Abständen auf tretenden 
Lamellen auf den Bändern nahezu immer aussetzen. 

Bei dem dritten Individuum ist das hintere Längsband 
breit und flach und von dem Zwischenbänderfeid und der 
Außenseite durch je eine breite, flache Furche getrennt, 
auf Kosten derer die Rippen der Bänder in ihrer Zahl auf 
acht reduziert sind. Der erhaltene Ansatz zu dem Zwischen- 
bänderfekl zeigt die kräftige Entwicklung eines breiten 
Zwischenbändorfeldes. Eine Bündelung der schwachen Be¬ 
rippung der Außenseite tritt wenig hervor. 

Die Reste des vierten, sehr dürftig erhaltenen Indi¬ 
viduums bieten nichts Besonderes. 


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169 

Allen Individuen der vorstehend beschriebenen Kolonie 
fehlen der konvexe Vorsprung unter dem vorderen Band 
nach innen und die beim Stadtloliner Exemplar vorhandenen 
vorspringenden Leisten der Innenschicht. 

Sämtliche Schalen der Kolonie werden nach unten von 
einem glatten, durch Verletzung bei der Gesteinsgewinnung 
entstandenen frischen Bruch durchsetzt, auf dem Zellen- 
reihen in Form schwacher geknoteter Rippen deutlich 
hervortreten, die am Innenrandc beginnen und sich nach 
außen ein- bis mehrfach gabeln. Sie entsprechen den 
Furchen, die bei anderen Radioliten auf dem Mündungs¬ 
rande der unteren Schale wiederholt 13 ) beobachtet sind. Zu 
beachten ist, daß die auf dem Mündungsrand in Furchen 
auftretenden Zellenreihen hier auf der Unterseite der Bruch- 
Fläche aus der übrigen Fläche herausspringen. Die Knoten 
sind bald spitz, bald länglich und liegen über der Zwischen¬ 
wand zweier aneinanderstoßender Zellen. Die Zellen der 
beknoteten Reihen sind durchweg etwas kleiner und regel¬ 
mäßiger als die benachbarten. Diese sich gabelnden Reihen 
regelmäßiger, geknoteter Zellen sind nahezu auf allen Bruch¬ 
flächen zu beobachten, sie durchsetzen also das Gehäuse 
in allen Teilen. Auf dem Mündungsrand selbst sind Furchen 
aber nur bei dem an erster Stelle beschriebenen Stadt- 
lohner und dem Exemplar von Frohnhausen schwach und 
sehr vereinzelt sichtbar. 

Daß diese abweichenden Zellenreihen statische Bedeu¬ 
tung hatten, wie Römer meint, halte ich für sehr unwahr¬ 
scheinlich. 

Das Stück wurde von Herrn Lehrer LAURENT-Hörde 
in der liegendsten Bank des Labiatusmergels, der Ober¬ 
kante der Cenomanknollenkalkbank aufgewachsen, gefunden. 

b) Eine weitere Kolonie von Hörde, die in der 
Sammlung der Geologischen Landesanstalt, Berlin, sich 
findet, liegt mir ebenfalls zum Vergleich vor. Drei Indi¬ 
viduen der aus fünf Individuen bestehenden Kolonie sind 
bedeutend massiger als die beschriebenen. Bei einem Durch¬ 
messer der Schale von 8,2 cm ist das Lumen des größten 
Stückes nur 3,8 ein, während dieses beim Stadtlohner 
Exemplar bei 9,2 cm Durchmesser 5 cm beträgt. Die Außen¬ 
berippung ist gleichmäßig, die Rippen stehen auch weiter 
voneinander als bei den übrigen Stücken. Rippen und 
zwischen liegende Furchen sind gerundet. Leider sind bei 


J 3) Vergl. Koemek. Kreide von Texas. S. 77. 


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allen Exemplaren die wichtigsten Teile abgebrochen. Das 
vollständigste, dessen Maße oben angegeben wurden, läßt 
das hintere Band erkennen, das kurz und flach eingesenkt 
und mit feinen Längsrippen besetzt ist, deren Zahl sich 
nicht erkennen läßt. Das Zwischenband sprengt kräftig 
gewölbt vor. Auch bei einem weiteren Exemplar entspricht 
die flache, unbedeutende Einsenkung des hinteren Bandes 
der Ausbildung bei den übrigen Funden. 

Das Stück wurde bei Hörde, dem hängendsten Cenoman¬ 
kalk aufgewachsenen, in der liegendsten Bank des Labiatus- 
pläners von Herrn Laurent gefunden. 

c) Eine aus drei sehr stark verbrochenen Röhren be¬ 
stehende Kolonie wurde von Herrn Laurent in der Knollen¬ 
kalkbank des oberen Cenomans bei Hörde gefunden. 

d) Dürftige Bruchstücke eines weiteren in Essen beim 
Theaterbau gefundenen Exemplares befinden sich ira 
städtischen Museum in Essen. 

Exemplare von Löwenberg in Schlesien. 

Die beiden bei Löwenberg gefundenen, bereits von 
Drescher und Scupin beschriebenen Stücke lagen mir zum 
Vergleich vor. Beide sind nachträglich verletzte Bruch¬ 
stücke großer und sehr kräftig entwickelter Individuen 
von etwa 1.0.2 cm größtem Durchmesser und 3,2 cm größter 
Wandungsdicke, sind mithin von einer Massigkeit, die etwa 
den Exemplaren der wenig gut erlialUrnen Kolonie von 
Hörde entspricht. Die stärkere Vertiefung des vorderen 
Bandes gegenüber dem hinteren ist bei beiden Exemplaren, 
vor allem bei dem im Löwenberger Realgymnasium befind¬ 
lichen Original, gut ausgesprochen. Die hin und wieder, 
z. B. auch bei dem Stadtlohner Exemplar, vorhandene 
scharfe Furche, die die Bänder begrenzt, ist bei beiden 
Stücken breit und sehr scharf. Unter dem vorderen Band 
sinkt die Schale bei dem Exemplar des Löwenberger Gym¬ 
nasiums auf 3 mm, während ihre Dicke von diesem Band 
— 1 cm von der Mitte des Bundes entfernt — bereits 
2,5 cm beträgt. Kräftige, gebündelte Rippen sind auch 
hier in der Nachbarschaft beider Bänder vorhanden, während 
der übrige Teil der Schale im Gegensatz zum Stadtlohner 
Exemplar mit scharfen Rippen besetzt ist, die doppelt so 
breite Zwischenräume zwischen sich lassen. 

Bei dem von Scupin beschriebenen Original ist die 
Bündelung der Rippen seitlich der Bandfelder und ebenso 
des Zwischenbänderfeldes nur schwach angedeutet. 


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Scupin hat für die Löwenberger Funde eine neue Art 
aufgestellt, indem er die erwähnte Bündelung der Rippen 
als charakteristisches Unterscheidungsmerkmal gegenüber 
Rad. cornupastoris ansieht. Sämtliche Stücke unterscheiden 
sich aber von den typischen R. cornupastoris durch die 
charakteristische Ausbildung der Bänder. Die Bünde¬ 
lung der Rippen ist aber, wie aus den vorstehenden Be¬ 
schreibungen hervorgeht, nur eine individuelle Ausbildung. 
Die Art Scupins läßt sich mithin nicht halten, die schlesi¬ 
schen Stücke sind vielmehr mit der englischen Art ident. 

Die von Scupin vermutete nahe Beziehung zu Rad. da 
Rio Catullo sp. (nicht Rad. da Rio Catullo Füttereb, 
wie Scupin schreibt) kann ich ebenfalls nicht bestätigen. 
Der mit Ligament versehene Radiolites da Rio ist vielmehr 
mit Toucas 14 ) zu Sauvagcsia zu stellen. 

Die Stücke stammen aus dem Löwenberger Mergel¬ 
sandstein, der im Alter der Zone des Inoc. labiatus und 
Inoe. Brongniarti gleichzusetzen ist. 

Exemplare von Lewes (Sussex, England). 

Dem Direktor der geologisch-paiäontologischen Ab¬ 
teilung des Britischen Museums in London, Wood ward, ver¬ 
danke ich einen Gipsabguß eines vorzüglich erhaltenen 
Bruchstückes, das von Hudson 15 ) bereits 1835 abgebildet ist. 
Es kommt in allen wesentlichen Erscheinungen dem an 
erster Stelle beschriebenen Exemplar von Stadtlohn gleich; 
nur ist die Bündelung der Rippen hinter dem hinteren 
Handfeld noch intensiver, wie das bereits auf dem Stadt- 
lohner Stück für den unteren Teil gegenüber dem oberen 
erwähnt wurde. Hier treten auf den Rippen fünf, dann 
vier feine und scharfe Rippen auf. Weiterhin ist die Schale 
im Gegensatz zum St-adtlohner Exemplar nach vorn gebogen. 

Nach der dem Abguß beigegebenen Etikette fand sich 
dies Stück im Turon, nach Brown 16 ) findet sich D. Mortoni 
aber in den oberen Schichten des Lower Chalk = oberen 
Cenoman. 

Exemplar von Vimy (No r d f r ankreich). 

Babrois stellte mir in liebenswürdiger Weise die im 
Gosseletmuseum in Lille befindlichen Rudisten zu einem 


14 ) a. a. 0. S. 89. 

15 ) a. a. 0. S. 103. 

16 ) The creta-ceous Roks of Britain, Vol. II. S. 29, London 1903. 


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Vergleich zur Verfügung. Die von Pbuvost 17 ) als Durania 
Arnaudi Choffat beschriebenen Individuen stimmen, al>- 
gesehen von der bedeutenderen Größe der Liller Stücke, 
mit den oben beschriebenen Exemplaren, vor allein mit 
den Hörder Individuen, überein. 

Das von Pbuvost ausführlich beschriebene Stück wurde 
an der Basis der Brongniartischichten gefunden. 

S y s t e m a t i s c h e Stellung der Funde. 

Die vorstehend angeführten deutschen, englischen und 
nordfranzösischen Funde gehören zweifellos in die Gruppe 
des Radiolites (Durania) cornupastoris , in der Toucas 
die Arten Blayaci Toucas, apulus Pabona, Arnaudi 
Choffat, austinensis Roemeb, cornupastoris des Mouuins. 
Mortoni Mantell vereinigt. 

Durania Blayaci Toucas 18 ) scheidet für einen Vergleich 
durch die zylindrische Form und das vertiefte Zwischen¬ 
bänderfeld ebenso aus wie Durania apulus Pabona, für die 
die geringe Breite der Bänder charakteristisch ist. 

Da Pbuvost die nordfranzösische Kolonie mit Durania 
Arnaudi Choffat identifiziert und in der Tat zahlreiche 
Beziehungen der Funde zu dieser Art vorhanden sind, so 
bedarf es eines näheren Eingehens auf dieselbe. Choffat 
gab die ersten Abbildungen seiner 1891 aufgestellten Art 
Biradiolites Arnaudi im Jahre 1902 19 ). Ich gebe hier zu¬ 
nächst seine Gattungsdiagnose: Schale in der Form wenig, 
dagegen sehr in der Skulptur schwankend. Schnell 
ansteigend, verlängert sich die Schale bis zu 15 cm im 
Maximum (?), ohne weiterhin an Durchmesser zu gewinnen. 
Die Anwachsstreifen sind mehr oder weniger lang, an 
die Schale angeschmiegt und nur bei abnorm entwickelten 
Individuen losgelöst. Die Bänder sind gleichmäßig oder 
fast gleichmäßig konkav. Das vordere Band ist breiter 
und mit sehr feinen Falten bedeckt, abgesehen von den 
beiden äußeren Rippen eines jeden Bandes, die stärker 
sind und eine gut ausgesprochene Trennung zwischen 
den Bändern und dem übrigen Teil der Schale bilden. Bei 
jungen Exemplaren sind die Bänder fast glatt. Die Rippen 
verstärken sich mit dem Alter. Das Zwischenbänderstück 
ist stets schmaler als die Bänder und mit Rippen bedeckt, 


!*) a. a. O. Tar. 111. Abb. 2 bis ö. 
ls ) a. a. 0. S. 91, Taf. 13, Abb. 1 bis 2. 

i y ) Faune crotacique du Portugal. Vol. I. Lissabon 1901/2. S. 138, 
Taf. VI und VII. 


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wie sie sieh auf dem übrigen Teil der Schale finden. Hin 
und wieder sind sie auch starker. 

Von dem von Choffat gegebenen Typ und den Varie¬ 
täten intermedia , runaensis und expansa kommt zum Ver¬ 
gleich nur die var. intermedia in Frage. Choffat charakte¬ 
risiert sie (a. a. 0. S. 139)' folgendermaßen: Rippen stumpf, 
von mittlerer Größe oder selbst sehr fein, das Zwischen¬ 
bänderfeld breit, stark hervortretend, von Rippen derselben 
Art, wie diejenigen der Hauptseite, bedeckt. 

Pebvinquikbk 20 ) hat von Tunis einen Radioliten be¬ 
schrieben, den er zu D. Arnaudi var. intermedia stellt. 
Beschreibung und Abbildung bringen aber nichts Neues 
über diese Art. 

H. Docvillä* 1 ) hat sodann ein sehr gut erhaltenes, 
dem nordfranzösischen und westfälischen Stück in den 
Massen fast gleichkommendes Exemplar abgebildet. Er ist 
geneigt, D. Arnaudi als eine einfache Varietät oder Rasse 
von D. cornupastoris zu betrachten. 

Nach der Darstellung Choffats ist D. Arnaudi eine 
außerordentlich variierende Form. Zweifellos besteht eine 
große Ähnlichkeit der westfälischen und nordfranzösischen 
Stücke mit dem von Choffat (Taf. VI, Abb. 8, und Taf. VII, 
Abb. 14 und Abb. 17) abgebildeten Stücken. Aber abgesehen 
davon, daß ich aus den Abbildungen Choffats den Zu¬ 
sammenhang der als var. intermedia bezeichneten Stücke 
mit D. Arnaudi typ . nicht ersehen kann, liegt ein sehr 
markanter Unterschied zwischen D. Arnaudi und den von 
Pki'vost a. a. O. bzw. oben von mir beschriebenen Stücken 
in der Form der Schale. In den nordeuropäischen Stücken 
liegen große Rudisten vor, deren Schale langkonisch ist. 
D. Arnaudi ist hingegen eine Form, die schnell konisch 
auf höchstens 5 cm Durchmesser anwächst und dann gleichen 
Querschnitt behält. Der Habitus wird am besten durch 
die Bemerkung Choffats charakterisiert, daß ein Exem¬ 
plar von Coz-Juncal bei einer Länge von 20 cm im Durch¬ 
messer 5 cm nicht übersteigt und ein Stück von Runa bei 
lti ern Länge nur 45 mm Durchmesser im oberen Teile hat. 
Bei D. Arnaudi ist mithin die Form nur in der Jugend 
konisch, bei den nordeuropäischen Stücken handelt es sich 


20 ) fitudes de palcontologie tunisienne. II. Gastropodes et 
Lamellibrauches des Terrains cnHacös. Paris 1912, S. 321, Taf. XII. 
Abb. 9. 

21 ) fitudes sur les Rudistes. Mem. de la sociötö gtfologique de 
France. Paleont. Nr. 11. S. f>\ Taf. XVIII. Abb. 1. Paris 1910. 


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174 


hingegen um eine gleichmäßig ansteigende, lang konische 
Form, die zudem ganz andere Größen erreicht. Das ist 
der Hauptunterschied, der meines Ermessens eine Ver¬ 
einigung der nordeuropäischen Stücke mit der portugiesischen 
Art trotz der starken Schwankungen nicht gestattet, denen 
diese Art nach Choffat unterliegt. Weiterhin ist das 
vordere Bapd weit tiefer eingesenkt und schmaler, als die 
Abbildungen Choffats das für D . Arnaudi ergeben. 

Eine Identität der beschriebenen Stücke mit D. Arnaudi 
halte ich aus den angeführten Gründen für ausgeschlossen. 
Aus den von Pruvost beschriebenen Stücken ließ sich 
infolge der geringen Höhe der erhaltenen Teile die konische 
Form nicht erkennen, so daß hier die Vereinigung nahe lag. 

Der Art D. austinensis Roemer 22 ) liegt ein etwa den 
dritten Teil des Umfanges betragendes, kleines Bruchstück 
zugrunde, das über die Bänder keinen Aufschluß gibt, dessen 
auffälligste Eigenart nach Roemer in auf der Mündung auf- 
tretenden Furchen liegt, die sich ein- bis mehrfach gabeln. 
Die Beschreibung Roemkrs und seine Abbildungen beziehen 
sich nur auf die Darstellung dieser Furchen. Eine auf 
diese dürftigen Reste begründete Art ist nicht haltbar, da 
alle wesentlichen Erscheinungen an den Stücken nicht vor¬ 
handen sind. Roemer hat selbst bereits darauf hingewiesen, 
daß sich derartige Furchen auch bei R. crateriformis d’Orb.. 
R. agariciformis d’Orb., R. Hoeninghausii d’Oub. und 
R. Mortoni Mantell finden. Sie finden sich weiterhin bei 
R. Pousiana d’Orb., auf den Bruchflächen mehrerer Indi¬ 
viduen von Hörde, an den Exemplaren von Stadtlohn sowie 
dem Hunsoxschen Exemplar von Lewes. 

Bei der typischen Durania cornupastoris des Moueins 21 ) 
liegen ebene Bänder in der Außenfläche oder springen 
sogar wenig aus derselben nach außen vor. Das vor¬ 
springende Zwischenbänderfeld ist ebenso wie der übrige 
Teil der Schale mit Rippen bedeckt, die manchmal ziemlich 
fein, immer aber kräftiger als die Rippen der Bänder sind. 
Neben dieser typischen Form beschreibt Tuücak 21 ) eine 
große Varietät aus dem unteren Angoumien, bei der die 
Bänder in breiten, schwach eingesenkten, gerundeten 
Furchen liegen und unmerklich in das Zwischenbänderfeld 
übergehen, das mit zahlreichen feinen Rippen ebenso wie 

* s ) Die Kreidebildungen von Texas, Bonn, 18o2, S. 77, Taf. VI, 
Fig. 1 a bis d. 

23 ) Essai sur les Spherulites. 1826 

2l ) a. a. O. Abb. 68, S. 96 


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die ganze übrige Außenseite der Schale bedeckt ist. In 
allem liegen mithin so viele Gegensätze vor, daß eine 
Vereinigung der vorliegenden Stücke mit dieser Art nicht 
angeht. 

Durania Mortoni Mantell ist von Mantell 25 ) sehr 
dürftig charakterisiert worden. Auch die späteren Dar¬ 
stellungen bei Di xon 26 ) und Hudson 27 ) sind durchaus nicht 
zur Charakterisierung der Art hinreichend. Trotzdem 
erscheint es mir zweckmäßig, den vor allem in der eng¬ 
lischen Literatur für die bei Lewes gefundenen Stücke 
gebräuchlichen Namen beizubehalten. Da nun das durch 
Hudson abgebildete Exemplar von Lewes durchaus den 
westfälischen Formen von Stadtlohn entspricht und die sich 
bei den Exemplaren von Hörde, Essen und Vimy ergeben¬ 
den Unterschiede ganz unerheblich erscheinen, stelle ich 
die oben beschriebenen Funde zu Durania Mortoni 
Mantell sp. Sicher nicht zu dieser Art gehört nach der 
Abbildung Sauvagesia cf. Mortoni Mantell bei Toucas 28 ). 
die ich mit Douvillü zu Durania cornupastoris des 
Moruxs stelle. Zweifelhaft ist auch die Stellung des von 
Mittel 29 ) aus der Gosau angeführten Radiolites Mortoni. 

Zusammenfassend gebe ich nachstehend die Kennzeichen 
der Art: 

Große, lang kegelförmige, schwach ge¬ 
krümmte Unterschale. Wandungsstärke der¬ 
selben und damit das Lumen stark variierend. 
Beide Bänder konkav, das vordere bald 
scharf, bald flacher einfallende Band stets 
tiefer eingesenkt und ett/as breiter als das 
hintere. Schale unter dem vorderen Band 
daher sehr verdünnt. Beide Bänder mit acht 


25 ) Geologie of the South-East of England. 1833. 

2<r ) Geologie and fossils of the tertiary and cretaceous for- 
mations of Sussex. London, 1850, S. 354, Taf. 26, Fig. 1 bis 6. 

27 ) Die Funde von Lewes werden von diesem Autor nach 
Lyeli.s Bestimmung als Conia beschrieben (Magazine of natural 
history etc.: London, 1836, S. 103, Abb. Nr. 19). 

2S ) a. a. O. S. 92, Abb. 59. Auf diese Abbildung wird die Be¬ 
merkung von Piiuvost (a. a. O. S. 8.8) zurückzuführen sein, daß 
Üurania Mortoni Mantell sehr wenig konkave Bänder und ein 
breites gerundetes Zwischenband besitzt, das wenig vorsprrigt 
und wenigstens sechs bis zehn Rippen besitzt. 

M ) Die Bivalven der Gosaugebilde in den nordöstlichen Alpen. 
Denkschrift der Wiener Akademie der Wissensch., Math.-nat. 
Kl. Bl. 25. 1866. S. 148. Taf. XXV, Abb 103. 


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bis zwölf feinen L ä n g s r i p p e n, zuweilen ilurch 
kräftige Furchen, stets aber durch Wechsel 
in der Berippung gegen das Zwischenbänder¬ 
feld die übrige Außenseite scharf abge¬ 
grenzt. Das Zwischenbänd erfeld fast so 
breit oder etwas breiter als die Bänder, 
kräftig gewölbt und vorspringencl mit drei, 
mehr oder weniger regelmäßigen, gebündel¬ 
ten, scharf abgegrenzten Rippen besetzt. Bo- 
rippungder Außenseite schwankend, zumeist 
aus dichtgedrängtenRippenmittlerer Größe 
bestehend, die bei manchenStücken zunächst 
seitlich der Bandfelder durch kräftigere 
Fu r ch en b i 1 d u ng zu zwei bis vier Rippen g e - 
bündelt sind. 

Fundorte: Oberes Cenoman (Knollenkalk 
bank) bis Unteres Turon einschließlich. 
Untere Brongniartischichten von Schlesien, 
Westfalen, Nordfrankreich, Südengland. 

Allgemeine Ergebnisse. 

1. Das Auftreten der Rudistcn im nördlichen 
Ereidemeer. 

Im nördlichen Bezirk sind Rudisten in der Unteren 
Kreide bisher nicht gefunden. Ihr Auftreten im unteren 
und mittleren Cenoman ist fraglich. Sie treten hier erst 
an der Grenze von Cenoman und Turon auf, sind hier bis 
in die Brongniartischichten hinauf und weiterhin erst wieder 
im Scnon bekannt. Aus dem Turon sind bisher Sauva - 
gesia westfalica aus Westfalen, Durania Mortoni Mantel l 
von England, Nordfrankreich, Westfalen und Schlesien bo 
kannt geworden, während Durania Arnaudi var. expansa 
Choffat im nördlichen Gebiet bisher auf Nord frank re ich 
beschränkt ist. 

Insgesamt liegen aus dem norddeutschen Turon Rest»* 
von 23 Individuen (2t aus Westfalen, zwei aus Schlesien) 
in fünf Kolonien und fünf Einzelindividuen vor. Dazu 
kommen drei Individuen in zwei Kolonien aus Nordfrank¬ 
reich und eine größere, nicht näher bekannte Zahl von 
England. Die unvollkommene Kenntnis dies i r Formen liegt 
wohl daran, daß die Rudisten im Unteren Turon zwar 
lokal häufiger auftreten, Aufschlüsse aber in diesen Schichten 
spärlich sind. Herr Lehrer Lau« ent- Hörde teilt mir mit: 


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Jdi schätze, daß auf ungefähr 2—3 qm freigelegter Ober¬ 
fläche der Knollenbank ein Radioiitenfund kommt" 

Die Ausbildung der beschriebenen turonen Form zeigt, 
daß es sich bei allen Stücken um vollwertige Bürger des 
Turonmeeres handelt, die westfälischen Funde aber ebenso 
wenig wie die von Schlesien, Nordfrankreich oder England 
„kleine verkrüppelte Formen" oder „krüppel¬ 
hafte Zwergformen“ genannt werden können, als 
welche die Rudisten des nördlichen Bezirkes von ÜACQuä 85 ) 
und Abel 31 ) bezeichnet worden sind. 

Von großem Interesse ist, daß Durania Mortoni sich 
bisher nur im nördlichen Bezirk gefunden hat, allerdings 
sehr nahe Beziehungen zu zwei Arten des mediterranen 
Gebietes besitzt, und daß Sauvagesia westfalica nicht nur 
nicht auf das nördliche Gebiet beschränkt ist. sondern auch 
keine näheren Beziehungen zu Formen des mediterranen 
Gebietes nach unserer bisherigen Kenntnis aufweist 
Durania Arnaudr var. expansa tritt hingegen häufig im 
mediterranen Gebiet auf und ist in nordeuropäischer Kreide 
bisher nur einmal in Nordfrankreich gefunden worden. Mit 
vorstehenden Feststellungen ist für S. West¬ 
falica und D. Mortoni der Einwurf beantwortet, 
daß es sich in den im nördlichen Gebiet ge¬ 
fundenen großen Stücken um Exemplare han¬ 
deln könne, die aus dem mediterranen Ge¬ 
biet in das nördliche Meer verschleppt wurden. 

Es ergibt sich weiterhin die interessante Tatsache, daß 
die Gattung Durania Mortoni im nördlichen Gebiet bereits 
im Cenoman und ältesten Turon auftritt, die nahestehenden 
Formen des mediterranen Gebietes mit Durania Arnaudi 
im Labiatuspiäner noch spärlich sind und sich erst im 
Mittleren Turon entfalten 32 ). Damit scheint man die 
Frage, ob es sich um eingewanderte und im 
Nordmeer veränderte Arten handelt, ver¬ 
neinen zu müssen. Die bisherigen Funde 
sprechen eher dafür, daß Durania im Nordmeer 
sich zuerst einstellt und zum mediterranen 
Gebiet auswandernde Formen dort ihre große 
Entwicklung finden. 


*°) Grundlagen und Methoden der Paläogeographie. Jena, 1916, 
S. 423; ferner Geographie der Vorwelt. Aus Natur und Geistes¬ 
welt. Nr. 619. 

31 ) Abel, Lehrbuch der Paläozoologie. Jena. 1920, S. 152. 

32 ) Toucas, a. a. 0. S. 132. Tableau. Nr. 4. 

Zeitschr. d. D. öeoi. Oes. 1924. 12 


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Bei den senonen Formen handelt es sich hingegen 
um kleine Individuen, aber auch hier besteht die Be¬ 
zeichnung „Krüppel- oder Zwergform“ zu Unrecht Es 
handelt sich um Vertreter der Gattung Biradiolites , der 
auch im mediterranen Gebiet Arten angehören, die an 
Größe durchaus nicht die norddeutschen Formen übertreffen. 
Die Funde des nördlichen Gebietes sind bisher in der 
französischen Literatur nicht berücksichtigt, und leider ist 
ein Vergleich der zahlreichen nördlichen und mediterranen 
Formen des Senons ohne die Pariser Originale nicht mög¬ 
lich, so daß sich zurzeit noch nicht die interessante Frage 
lösen läßt, ob die aus dem nördlichen Bezirk beschriebenen 
senonen Formen besonderen Arten angehören, als welche 
sie beschrieben sind, oder mit mediterranen Formen über¬ 
einstimmen. 

Der Unterschied in dem Auftreten von 
Üudi8ten zwischen nördlichem und medi¬ 
terranem Gebiet liegt also wenigstens für 
das Turon, für das die Frage allein bisher 
durch die vorliegenden Ausführungen an¬ 
geschnitten ist, nicht darin, daß in ersterem 
„krüppelhafte Zwergformen“ des letzteren 
auftreten, sondern darin, daß dem Reichtum 
der Gattungen und Arten des mediterranen 
Gebietes bisher im nördlichen Gebiet nur 
drei Arten in zwei Gattungen gegenüber¬ 
stehen. Die im nördlichen Gebiet auftretenden Arten 
gehören sämtlich unter Zugrundelegung der Systematik von 
DouviLLk zu dessen Ordnung der Biradiolitinen mit den 
Gattungen Sauvagesia und Durania , während dagegen die 
Vertreter der Ordnung der Radiolitinen, wie Praeradiolites, 
Radiolites, Sphaerulitcs , Bournonia , Lapeirousia , sowie die 
Hippuriten völlig fehlen. 

Und zu diesem Auftreten einiger weniger Gattungen 
kommt weiter der wichtige Unterschied zwischen nördlichem 
und südlichem Gebiet, daß die Rudisten im nördlichen 
Gebiet viel seltener sind, und es hier nirgendwo zu einer 
Gesteinsbildung durch sie kommt. 

2. Paläogeographisehe Verhältnisse. 

Das Auftreten der in Nordfrankreich, England, West¬ 
falen und Schlesien auftretenden Durania Mortoni Mantell 
erhärtet weiterhin die bekannte Tatsache der engen B«*- 


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Ziehungen zwischen den genannten Gebieten zur Zeit der 
Oberen Kreide, beleuchtet damit eine paläogeographische 
Präge, ohne daß dieses Vorkommen allerdings dieselbe allein 
zur Entscheidung bringen kann. 

Krusch hat 1909 33 ) die Ansicht geäußert, daß sämtliche 
Stufen der Kreide, die sich im Westen des Münsterlandee 
in einer bogenförmig über die Orte Öding, Südlohn und 
Stadtlohn verlaufenden Linie heraushebt, nach W bzw. SW 
auskeilen, daß es sich hier also nicht um eine tektonisch 
bedingte Grenze, „sondern um die alte, durch spätere 
Abrasion und tektonische Einflüsse allerdings modifizierte 
Kontinentalgrenze handelt“. Neuerdings hat Kanzler 84 ) 
ähnliches von den im Teutoburger Wald, Osning und in 
der Egge ausgehenden Kreideschichten gesagt. Würden 
beide Angaben zu Recht bestehen, dann müßten die Ab¬ 
lagerungen der westfälischen Kreide in einem geschlossenen 
Becken 35 ) des Festlandes gebildet sein. Das ergibt bereits 
die Haltlosigkeit wenigstens einer derselben. 

Weder im Teutoburger Wald, Osning, in der Egge 
noch in den Kreidehöhen des westlichen Münster landes 
handelt es sich aber um eine natürliche Begrenzung des 
Cenoman-Turons. Kanzler wird mit seiner Behauptung 
sicher allein stehen, da im O und N der Nachweis der durch 
Tektonik und Erosion bedingten Begrenzung sehr leicht 
ist. Es ist nach den Darlegungen von Keusch aber not¬ 
wendig, auf die Ursache der heutigen Begrenzung der 
Kreide im W näher einzugehen. 

Gegen die Auffassung von Keusch hat Löscher 36 ) 
bereits die Fossilführung der Schichten auf Grund seiner 
Bearbeitung der Fauna der Galeritenschichten ins Feld 
geführt und ferner betont, daß die Galeritenschichten keine 
Küstenbildung, sondern die Bildung eines seichten, offenen 


33 ) Beitrag zur Geologie des Beckens von Münster usw. 
Zeitsehr. d. D. Geol. Ges. Bd. 61. Jahrg. 1909. S. 251. 

34 ) Geologie des Teutoburger Waldes und des Osnings. Bad 
Rothenfelde, S. 19. 

35 ) Es wäre sehr zu wünschen, wenn die irreführenden und 
unrichtigen Ausdrücke „Münstersches Kreidebecken“, „Münster- 
sches Becken“, sowie „Münsterscher Kreidebusen“ bald aus der 
Literatur verschwinden würden. 

36 ) Die westfälischen Galeritenschichten als Seichtwasser- 
bildung. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. Bd. 64. Jahrg. 1912, Mo. 
S. 341; ferner „Die westfäl. Galeritenschichten mit besonderer 
Berücksichtigung ihrer Seeigelfauna“. N. Jahrb. f. Min. B. B 
XXX. Stuttgart 1910, S. 269 und Diss. Münster 1910. 

12 * 


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180 

Meeres sind. Diese innigen faunistischen Beziehungen 
werden durch den Fund von Durania Mortoni erneut 
bestätigt. Sie und die stratigraphischen Befunde lassen 
einen vom Niederrhein aus sich über holländisches Gebiet 
nach N erstreckenden Kontinent ganz unwahrscheinlich 
erscheinen. 

Die Angabe von Keusch ist nicht zutreffend, daß die 
Kreideschichten nach W und NW auskeilen. Eine Mächtig¬ 
keitsabnahme der Kreide nach W liegt zwar vor, aber sie 
beweist durchaus nicht ein Auskeilen der Ablagerungen. 
Diese selbst setzen an ihrer westlichen Grenze vielmehr 
plötzlich mit einer beträchtlichen Mächtigkeit ab und an 
diese aus Oberer Kreide bestehenden Schichten schließt 
sich alsdann westwärts ein mehr oder weniger gestörtes 
Gebiet an, das aus Unterer Kreide, Jura, Trias bald in 
ausgedehnten Komplexen, bald in kleinen Schollen gebildet 
wird. Wir haben hier also dasselbe Bild wie im Teuto¬ 
burger Wald und weiter ostwärts, an den sich die hier 
in Frage stehenden Kreideschichten des westlichen Münster¬ 
landes, hin und wieder auf kurze Erstreckung unterbrochen, 
über Rheine, Wettringen, Graes, Wessum anschließen. Die 
Verhältnisse sind aber dadurch kompliziert, daß nordisches 
und südliches Diluvium sowie Tertiär eine meist weithin 
geschlossene Decke über diesen älteren Schichten bilden. 
Der Schluß liegt nahe, daß die Tektonik des Teutoburger 
Waldes auch hier das Auftreten der Kreidehöhen und den 
Aufbau ihres westlichen Vorlandes bedingt 37 ). Für einzelne 
Gebiete läßt sich ein ähnlicher Bau jetzt naehweisen. Nach¬ 
dem das Gebiet von Rheine 33 ), Wettlingen 39 ) und Ochtrup 4 ") 
naher untersucht ist, hoffe ich, die vorhandenen Unterlagen 
über die geologischen Verhältnisse des westlichen Münster¬ 
landes bald bearbeiten zu können, um dieser Frage näher 
nachzugehen. 

Es ist möglich, daß die Schreibkreidefazies des nord¬ 
französischen Gebietes mit den kreideartigen Kalken von 


87 ) Vergl. meine Geologie von Westfalen, Paderborn 1913. S. 
234 ff. 

S8 ) Randebrock, Die Geologie der Umgebung von Rheine. 
Diss. Münster 1920. 

39 ) Busz, Die Geologie der Umgebung von Wettlingen. Diss. 
Münster. 

40 ) Leising, Die geologischen Verhältnisse der Umgebung von 
Ochtrup. Diss. Münster 1919. 

Die vorgenannten Dissertationen sind infolge der Druck¬ 
schwierigkeiten nicht veröffentlicht. 


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181 


Graes, Wessum, Stadtlohn, öding noch nicht beginnt, sondern 
die schreibkreideartigcn Bildungen des westlichen Münster¬ 
landes nur ein großes inselartiges Vorkommen in der im 
Münsterland weiter vorherrschenden Plänerfazies sind. Im 
Bachbett der Kleinen Beek in der holländischen Bauer¬ 
schaft Kotten östlich von Winterswijk stehen wiederum 
feste, dichte, graue Kalke in Plänerfazies an. Da Ver¬ 
steinerungen bisher nicht gefunden sind, sind nähere Fest¬ 
stellungen noch nicht möglich. 

Die faunistischen und stratigraphischen Verhältnisse, vor 
allem aber der geologische Aufbau des westlichen Münster¬ 
landes, lassen es, wenn dieser letztere auch noch der 
näheren Bearbeitung harrt, bereits heute als sicher erkennen, 
daß sich während der Oberen Kreide kein Kontinent auf 
holländischen Gebiet befand. Es berechtigen die Verhältnisse 
vielmehr zu dem Schluß, daß hier in derselben Art, in der 
die Kreideablagerungen zwischen ihrer heutigen Ostgrenze 
in der Egge und den weiter im 0 bekannten Vorkommen 
bis auf winzige Posten entfernt worden sind, auch nach W 
hin infolge einer durch tektonische Verhältnisse bedingten 
Hochlage völliger Abrasion zum Opfer fielen, die die un¬ 
mittelbare Verbindung mit der westeuropäischen Kreide 
beseitigte. 

Bei dieser Gelegenheit möchte ich darauf hinweisen, 
daß wir auch über die Südgrenze des oberkretazischen 
Meeres im rechtsrheinischen Schiefergebirge keine befriedi¬ 
genden Anhaltspunkte besitzen. 

Es wird immer stillschweigend 41 ) vorausgesetzt, daß die 
ursprünglich südliche Begrenzung der westfälischen Kreide 
wenigstens im allgemeinen der heutigen Kreidegrenze im 
Haarstrang entspricht. Die altbekannten Vorkommen an 
Erosionsfetzen und Erosionsblöcken von Cenoman im War- 
steiner und Briloner Gebiet zeigen, daß hier die Kreideablage¬ 
rungen sich beträchtlich, und zwar etwa 8 km weiter nach S 
erstreckten als heute. Der petrographische Vergleich dieser 
isolierten Vorkommen mit der Ausbildung des Cenoman 
am Fuße des Haarstranges bei Rüthen läßt es durchaus 
möglich erscheinen, daß der Kreiderand sich noch ganz 
beträchtlich weiter nach S erstreckte. Die Ablagerungen 
des Cenomans und Turons im Haarstrang sind Flachseeablage- 


tt ) Vergl. die nach Fertigstellung dieser Arbeit erschienene 
wertvolle Abhandlung von Bärtling, Transgressionen, Regressio¬ 
nen in der mittleren und oberen Kreide des Beckens von Münster. 
Zeitschr. d. D. Geol. Ges., Bd. 72, 1920, Taf. V. 


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rungen und berechtigen nicht zu dem Schluß, daß hier 
Küstenbildungen vertreten sind. Glaukonit tritt in gleich¬ 
altrigen Schichten sogar noch 72 km von dem heutigen 
Südrand der Kreide auf, hat sich demnach nicht nur im 
Küstengebiet, sondern auch weit meereinwarts gebildet. 


Erlänterangen der Tafel V. 

Abb. 1 . Dnrania Mortoni Mantelu Galeritenschichten. 
Stadtlohn (Westf.). Original: Geologisches Institut der 
Universität Münster. 

1 a) Ansicht der Hinterseite mit dem vorderen (I) und hin¬ 
teren (II) Band und dem zwischenliegenden Zwischen - 
bänderfeld. 

. 1 b) Dasselbe Exemplar. Aufsicht von oben. 

1 c) Abwicklung der Außenseite. Erl. wie 1 a. Die kräftigen 

Linien geben die starken, die dünnen die schwachen 
Furchen an. 

Abb. 2. Durania Mortoni Mantell. Liegendste Bank 
des Labiatuspläners, Hörde (Westf). Original: 
Städtisches Museum für Naturkunde, Dortmund. 

2 a) Ansicht der durch Verwachsungen zum großen Teil 

verdeckten Hinterseite. Erl. wie bei 1 a. Rippen nicht 
gebündelt. 

2 b) Bruehfläche der Prismenschicht eines zweiten Indivi¬ 
duums der Kolonie, auf der von der Spitze der Schale 
aus gesehen gerundet vorspringende, reihenförmig an- 
geordnete, geknotete Prismen hervortreten, denen von 
oben aus gesehen entsprechende Furchen entsprechen. 

Abb. 3. Sauvagesia Westfalica W egner. Liegendste Bank 
des Turons, dem Cenoman aufgewachsen 
Hörde (W e s t f.). Original: Geologische Landesanstalt 
Berlin. Kolonie aus vier Individuen. 

Ansicht der Hinterseite der Schale. Beide Bandfelder I und II 
abgesehen von Anwachslamellen und -streifen, glatt. Zwischen¬ 
bänderfeld c aus drei gleichgroßen Rippen bestehend, die kleiner 
sind als die Rippen der übrigen Schale. 


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7. Zur Tektonik des subherzynen Beckens. 

Von Herrn Paul Woldstbdt in Berlin. 

(Hierzu Tafel VI und 3 Textabbildungen.) 

Der hervorstechendste Zug des zwischen Harz und 
Plechtinger Höhenzug gelegenen subherzynen 
Beckens ist das Auftreten langgestreckter herzynisch 
streichender Sättel und Mulden (vgl. Abb. 1). Was lag 
näher, als hier ein normales Faltengebiet zu sehen und die 
einzelnen Achsen als Faltenzuge aufzufassen? So glaubte 
Stille 1 ) in diesem Gebiet ein typisches Beispiel seiner 
Rahmenfaltung vor sich zu haben: Harz und Fleeh- 
tinger Höhenzug waren die Rahmen, die Backen des Schraub¬ 
stockes, zwischen denen das subherzyne Becken zusammen¬ 
gepreßt wurde. 

An Widersprüchen gegen diese Auffassung hat es nicht 
gefehlt. So wollte R. Lachmann 2 ) die Formen des Ge¬ 
bietes lediglich durch differentielle Senkungen und durch 
Salzauftrieb erklären. Zahlreiche andere Forscher, so 
Beyschlag, Harbobt, Seidl, Schmierer u. a., haben zu 
den Problemen des subherzynen Beckens Stellung genom¬ 
men, ohne daß hier im einzelnen auf ihre Arbeiten ein- 
gegangen werden könnte. 

Mit den allgemeinen Grundlagen der Tektonik des 
Gebietes befaßt sich J. Weigelt in seiner Arbeit: „Die 
mitteldeutschen Steinkohlenablagerungen“ 3 ). Er entwickelt 
hier die im großen und ganzen richtige Vorstellung einer 
„Kippschollenkreuzung“. Der Harz und seine südöstliche 
i\)rtsetzung einerseits, das subherzyne Becken und seine 
südöstliche Fortsetzung andererseits sind gegeneinander 
gekippt, derart, daß die südwestliche Scholle (Harz) nach 
NW gehoben, nach SO abgesenkt sei, während die andere 


x ) H. Stille, Die mitteldeutsche Rahmenfaltung. 3. Jahresber. 
des Niedersächs. Geol. Vereins 1910, S. 141 bis 170. 

*) R. Lachmann, Der Salzauftrieb. Geophysikalische Studien 
über den Bau der Salzmassen Norddeutschlands. Zeitechr. „Kali*' 
1910 und 1912. 

3 ) Jahrb. des Halleschen Verbandes, H. Heft, Halle 1920. 


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Scholle, das subherzyne Becken, nach NW abgesenkt und 
nach SO gehoben worden sei. Beide Schollen hängen durch 
die neutrale Rotenburger Gebirgsbrücke zusammen. 

Ausgehend von einer Betrachtung der Salzstocke, unter¬ 
sucht F. Schuh 4 ) die gesamte Frage der saxonischen Ge¬ 
birgsbildung von neuem. Er kommt hierbei zu einer Ab¬ 
lehnung der STiLLESchen Rahmenfaltung und nimmt für 
die ältere „kimmerische" Phase der saxonischen Gebirgs¬ 
bildung einer Zerrung, für die jüngere, senone, einen Zu¬ 
sammenschub an. Dieser Zusammenschub ist nach ihm im 
subherzynen Becken besonders stark gewesen; denn — und 
hier kommt er doch wieder auf eine Art Rahmenfaltung 
hinaus — hier soll sich der Zusammenschub, der eigentlich 
auch die beiden begrenzenden starren Massen, Harz und 
Flechtinger Höhenzug, betroffen haben müßte, auf das da¬ 
zwischen gelegene, weniger starre Becken konzentriert 
haben. Im einzelnen wird auf diese Ansichten noch zurück¬ 
zukommen sein. 

Im folgenden soll an der Hand einiger Profile eine 
Klärung der tektonischen Verhältnisse des subherzynen 
Beckens versucht werden. 

Was zunächst die Schichten anbelangt, die unser 
Gebiet zusammensetzen, so ist — von oben angefangen und 
abgesehen von Alluvium und Diluvium sowie dem insel¬ 
förmig verbreiteten Tertiär — zunächst die Schichten¬ 
folge des Mesozoikums zu nennen, im Westen die ganze, 
im Osten nur der ältere Teil. Darunter liegt die ursprüng¬ 
lich vielleicht 500 bis 600 m mächtige Schicht der Zech¬ 
steinsalze, die auf dem geringmächtigen Mittleren und 
Unteren Zechstein lagert. In welcher Verbreitung und 
Mächtigkeit das Rotliegende im subherzynen Becken vor¬ 
handen ist, ist gänzlich unbekannt. Jedenfalls wird der 
weitere Untergrund überall durch die gefalteten Schichten 
des Paläozoikums gebildet. 

Für die tektonische Betrachtung können wir im großen 
und ganzen drei Schichtgruppen unterscheiden: das 
im wesentlichen mesozoische Deckgebirge, das Salz, 
das gefaltete paläozoische Grundgebirge (wobei die 
über dem eigentlichen gefalteten Paläozoikum mehr oder 
weniger flach lagernde Decke von Zechstein und Ober¬ 
rotliegendem vernachlässigt werden kann). Es ist von 
vornherein anzunehmen, daß diese drei außerordentlich ver- 


4 ) Zeitschr. „Kali“, 16. Jahrg. 1922. 


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schieden gearteten Schichtgruppen auch auf tektonische 
Einflüsse ganz verschieden reagieren werden: das durch 
Faltung verfestigte Grundgebirge anders als das aus zahl¬ 
losen dünnen Schichten bestehende Paket des Deckgebirges, 
und ganz anders wieder das zwischengelagerte Salz, das 
insbesondere noch spezifisch leichter ist und bei Zunahme 
von Druck und Temperatur eher plastisch wird als das 
umgebende Gebirge. 

Die älteren Profile, so z. B. die EvEBDiNGschen in 
„Deutschlands Kalibergbau“, nehmen eine im wesentlichen 
harmonische Faltung der drei Schichtenkomplexe an. Neuere 
Darstellungen, so insbesondere von Seidl 6 ), entfernen sich 
mehr von dieser Darstellung und bringen ein disharmonisches 
Verhalten der drei Schichtgruppen zum Ausdruck. Von 
größter Wichtigkeit ist es nun, an Stellen, wo die Lage¬ 
rungsverhältnisse genügend bekannt sind, das Verhalten 
der drei Komplexe zu verfolgen. Das ist leider nur an 
sehr wenigen Stellen und nur recht imvollkommen der Fall. 
In geringem Maße ist dies möglich im Gebiet des oberen 
Allertals, und die diesbezüglichen Verhältnisse werden 
an anderer Stelle von mir besprochen 6 ). 

Versuchen wir weiter, im innersten Winkel des sub- 
herzynen Beckens, wo das Mesozoikum sich über das ein¬ 
sinkende paläozoische Grundgebirge darüberlegt, das Ver¬ 
halten von Deckgebirge, Salz und Grundgebirge zu ver¬ 
gleichen, so gelingt auch das nur in sehr geringem Grade. 
Es liegt das daran, daß nur die wenigsten Bohrungen bis 
in das subsalinare Gebirge hineingehen. Sie waren ja fast 
alle auf Kalisalze angesetzt, und so lag kein Interesse vor, 
nach Erreichen des Kalilagers noch tiefer zu gehen. 

Die ausgeprägteste Form im inneren Winkel des sub- 
herzynen Beckens ist der Paschleber Grauwacken¬ 
vorsprung (vgl. Abb. 1), bei dem das Paläozoikum ober¬ 
flächlich bis in die Gegend von Borgesdorf zu verfolgen 
ist Der Bau ist der gleiche einseitige wie bei Harz und 
Flechtinger Höhenzug: nach SW normale Auflagerung der 
jüngeren Schichten, die flach nach SW einfallen, nach 
NO ein Sprung, die „Cöthener Spalte“, die dem nördlichen 


5 ) E. Seidl, Schürfen, Belegen und Schachtabteufen auf 
deutschen Zechstein-Salzhorsten. Archiv für Lagerstättenforsch. 
Heft 26, 1921. 

6 ) P. Woldstedt, Die Störungszone des Oberen Allertals, 
Jahrb. d. Preuß. Geolog. Landesanst. für 1924. 


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Harzrande parallel läuft und an der das Mesozoikum zur 
„Akener Bucht“ abgesunken ist. 

Der Paschleber Grauwackenvorsprung setzt sich nach 
der allgemeinen Annahme im Caiber Buntsandstein¬ 
sattel fort. Dabei ist aber die Art der Fortsetzung im 
einzelnen durchaus problematisch; der Caiber Sattel erscheint 
nach NO verschoben, und es ist nicht klar, wie sich die 
Cöthener Spalte nach NW hin verhält. Keilhack 7 ) nimmt 



Abb. 1. Tektonische Skizze des subherzynen Beckens (unter teil¬ 
weiser Benutzung des Kärtchens von Biunkmrier). 


an, daß der Caiber Sattel auf Salzauftrieb zurückzuführen 
sei. Es ist aber nach den wenigen vorliegenden Bohrungen 
nicht ausgeschlossen, daß hier auch der subsalinare Unter¬ 
grund leicht aufgewölbt ist. Er wurde in der etwa im 
Kern de® Sattels stehenden Bohrung Tippeiskirchen bei 
etwa 465 m unter N. N. angetroffen, während das auf dem 

7 ) K. Keilhack, Beiträge zur Stratigraphie und zu dcu 
Lagerungsverhältnissen der Trias und des Tertiärs des nordöst¬ 
lichen Harzvorlandes. Jahrb. d. Preuß. Geolog. Landesanst. für 
1920, XLT, Teil II, S. 302. 


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Südwestflügel stehende Bohrloch Bruraby II den Mittleren 
Zechstein über 200 m tiefer (bei 677 m — N. N.) antraf. 
Ein entsprechendes Vergleichsbohrloch auf dem Nordost- 
fiügel fehlt; das Bohrloch Pöinmelte (Saline IV) steht schon 
reichlich weit nördlich; es hat den Mittleren Zechstein 
in etwa 465 m — N. N., d. h. in derselben Tiefe wie die 
Bohrung Tippeiskirchen, angetroffen. 

Der Calber Sattel scheint sich weiter nach NW nicht 
fortzusetzen; jedenfalls ist die Zone des oberen Allertales 
nicht als Fortsetzung des Calber Sattels anzusehen. 

Im Untergrund des Calber Sattels mag also eine leichte 
Aufwölbung auch des subsalinaren Untergrundes vorhanden 
sein; wie wenig es aber möglich ist, aus dem zu oberst 
liegenden Mesozoikum irgendwelche Schlüsse auf die Höhen¬ 
lage des subsalinaren Untergrundes zu ziehen, das mag 
ein Vergleich der drei Bohrungen Pömmelte, Felge- 
leben und Tippeiskirchen zeigen 8 ). Sehen wir von 
Diluvium und Tertiär ab, so zeigt als Oberstes: 

Bohrung Pömmelte: Mittleren Buntsandstein; Mittlerer Zechstein 


wurde angetroffen in. 466 m — NN 

Bohrung Felgeleben: Unteren Muschelkalk; Mittlerer 

Zecbstein wurde angetroffen in. 325 m — NN 


Bohrung Tippeiskirchen: Unteren Buntsandstein; 

Mittlerer Zechstein wurde angetroffen in . . . 465 m—NN 

Bei der Bohrung Felgeleben würde man, da Unterer 
Muschelkalk unter dem Tertiär liegt, eine viel tiefere 
Lage des Zechsteins vermuten als etwa bei Tippeiskirchen, 
wo gleich unter dem Tertiär Unterer Buntsandstein liegt. 

Dasselbe Resultat, daß wir nämlich nicht von 
der oberflächlichen Verteilung der Schich¬ 
ten auf den vorsalinaren Untergrund 
schließen dürfen, ergibt sich aus einigen Bohrungen, 
die auf Bl. Bernburg den subsalinaren Untergrund 
erreicht haben. Es sind das die Bohrungen Dröbel bei Bern- 
burg (Nr. 7 der Spezialkarte) und die Bohrung Nr. 9 des 
preußischen Fiskus bei Custrena. Durch diese zwei Boh¬ 
rungen und das weiter südwestlich liegende Bohrloch 16 
ist das nebenstehende Profil gelegt worden (Abb. 2). 

Die Deckschichten des Salzes bilden einen flachen 
Sattel. Würde man ganz schematisch nach dem oberfläch¬ 
lichen Bau der Schichten den Untergrund konstruieren, so 
müßte man die höchste Lage des Mittleren Zeclisteins in 
der Mitte annehmen. Es ergibt sich aber das überraschende 


8 ) Vgl. Erläuterungen zu Bl. C a 1 b e der Geol. Spezialkarte. 


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Resultat, daß der Mittlere Zechstein bei Custrena, wo 
man ihn am höchsten vermuten sollte, tatsächlich eine um 
über 100 m tiefere Lage einnimmt (660 m — N. N.) als in 
der Bohrung Dröbel, wo Mittlerer Buntsandstein die Ober¬ 
fläche bildet und die Deckschichten doppelt so mächtig 
sind 1 

Der Sattel, den das Profil darstellt und in dessen Achse 
die Bohrung Nr. 9 steht, ist aber nichts anderes als die 
südöstliche Dortsetzung des Staßfurter Sattels, und 
so ist es auch bei diesem Sattel, auf dem hier sonst keine 
der zahlreichen Bohrungen den SalzuntergTund erreicht hat, 
gänzlich unsicher, welche Gestaltung die Unterlage hat. 
Keilhack hat auf dem der Spezialkarte Bl. Staßfurt bei- 



Buntsandstein Oberer Vorseit na rer 

Zechstein Untergrund 

Abb. 2. Profil durch die Bohrungen 7 (Dröbel), 9 und 16 auf 
Blatt Bernburg. 1:100000. 

gegebenen Profil den subsalinaren Untergrund in etwa 
1050 bis 1100 m — N. N. angenommen; und in der Tat 
sprechen eine ganze Reihe von Argumenten dafür, ihn 
hier ungefähr anzusetzen, — aber nicht nur unter dem 
Sattel selber, sondern auch sonst im Bereich des Blattes. 
Keilhack faßt deshalb den Sattel als Auftriebserscheinung 
des Salzes, nicht als tektonische Form auf 9 ). 

Einmal wird im weiteren Verlauf des Staßfurt—Egelner 
Sattels der Untergrund von einer Bohrung erreicht: der 
Bohrung Eu bei Unseburg (BI. Atzendorf), die nach 
Durchteufung von etwa 1200 m älterem Steinsalz 
den Mittleren Zechstein bei etwa 1250 m, d. h. bei etwa 
1180 m — N. N., antraf. Wir haben keine Veranlassung, 
anzunehmen, daß er etwa unter den seitlich den Staßfurter 
Sattel begleitenden Mulden in großen.*r Tiefe zu suchen sei. 

Vergleichen wir nun das eben Gesagte mit dem, was 
aus anderen Gebieten bekannt geworden ist. so sind hier 
besonders wichtig die Untcrsuchimirsergebnisse in der be- 


*) K. Kkiliiack. Beiträge zur Stratigraphie usw. S. 301. 


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nachbarten Mansfelder Mulde, die durch Kali- und 
Kupferschieferbergbau gut bekannt ist. Nach den Unter¬ 
suchungen Fuldas 10 ) ist die Tektonik des Deck¬ 
gebirges völlig verschieden von der des sub- 
salinaren Untergrundes. Dieser letztere zeigt im 
ganzen Bereich der Mulde eine fast horizontale Oberfläche; 
während darüber das Salz zum Teutschentaler Sattei 
angestaut ist, der sich auch in der Konfiguration des Deck¬ 
gebirges aufs deutlichste ausprägt. Das ältere Stein¬ 
salz erreicht hier Mächtigkeiten von über 
1000 m, während es im inneren Teil der Mans- 
felder Mulde fast völlig fehlt. Die Deckschichten 
zeigen herzynisches Streichen, vollkommen abweichend vom 
subsalinaren Grundgebirge, dessen Tektonik eine ost-west¬ 
liche ist. „Das Ältere Steinsalz, das unter dem Muschelkalk 
im Inneren der Mulde fast völlig fehlt, nimmt nach NO 
etwas und nach SW beträchtlich an Mächtigkeit zu. Es 
baut also auf den horizontalen Untergrund eine Hohlform 
auf, in der die herzynisch streichenden Triasschichten ein¬ 
gebettet liegen. So ergibt sich die eigenartige Tatsache, 
daß eine im Unteren Buntsandstein bei Zörnitz angesetzte 
Bohrung den Kupferschiefer ungefähr in derselben Tiefe 
fand, wie andere im Muschelkalk angesetzte Bohrungen. 
Die Mächtigkeitsdifferenz der Triassehichten wird durch 
das verschieden stark verteilte Ältere Steinsalz aus¬ 
geglichen.“ (Fulda, a. a. O.) 

Fassen wir alles dies zusammen, die oben betrachteten 
Verhältnisse im inneren Winkel des subherzynen Beckens, 
die Verhältnisse im Bereich des oberen Allertales und 
die der Mansfelder Mulde, so kommen wir zu dem Ergebnis, 
daß in diesen Gebieten die Tektonik des Deck¬ 
gebirges kein Abbild von der des Untergrun¬ 
des darstellt, sondern daß beide stark verschieden 
sind; weiter daß die dazwischen liegende Salz¬ 
schicht — und von dieier anscheinend hauptsächlich 
das Ältere Steinsalz — den großen Aus¬ 
gleichskörper darstellt, der die Sättel und 
Mulden des Deckgebirges kompensiert über 
einem wesentlich ruhiger gelagerten sub- 
salinaren Grundgebirge. Dieser Gesichtspunkt war 
maßsiebend für die Konstruktion des Untergrundes in den 


,0 ) E. Fulda, Bericht über Aufnahmen auf Bl. Eisleben. Jahrb. 
d. Preuß. Geolog. Landesanst. für 1921, XLII, S. XXX ff. 


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nun zu betrachtenden zwei Profilen quer durch 
das subherzyne Becken (siehe Tafel 6). 

Die Profile sind im Maßstab 1:100 000 für Längen 
und Höhen gezeichnet worden, d. h. nicht ü b e r h ö h t. 
Eine Überhöhung ist bei derartigen Profilen unbedingt zu 
vermeiden, da sie naturgemäß leicht zu falschen tektonischen 
Vorstellungen führt. Weiter ist in den Profilen der tiefere 
Untergrund auch dort mit zur Darstellung gebracht worden, 
wo wir nichts über ihn wissen, in der Überlegung, daß unsere 
gewöhnlichen Profile auch deswegen leicht falsche Vor¬ 
stellungen hervorrufen, weil sie nicht tief genug herunter- 
gehen. Die Darstellung des Untergrundes ist gewiß oft 
recht hypothetisch; aber zu einer logischen, geschlossenen 
Vorstellung der tektonischen Gesamtverhältnisse kommen 
wir nur, wenn wir auch versuchen, uns über das Verhalten 
des Untergrundes klar zu werden und, ihn, wenn auch 
zunächst hypothetisch, zur Dars+elhüi.? .zu bringen. 

Hier sei noch *>r\\ ahnt, daß auf den Profilen im sub- 
salinaren Untergrund vermutete Verwerfungen nur an 
wenigen Stellen eingezeichnet sind. Das soll selbstverständ¬ 
lich nicht heißen, daß im übrigen Gebiet keine vermutet 
werden. Da wir aber über Auftreten und Art der Störungen 
im Untergrund gar nichts wissen, so ist von einer hypo¬ 
thetischen Einzeichnung weiterer Störungen Abstand ge¬ 
nommen worden. 

Das erste Profil zeugt, wenn wir im NO beginnen, zu¬ 
nächst die auf den Flechtinger Höhenzug sich flach nach 
SW auflegende Weferlingen — Schönebecker 
Triasplatte. Sie wird durch eine nach SW einfallende 
Verwerfung begrenzt, jenseits welcher sich der bekannte 
„A11 e r t a l g r a b e n“ anschließt. Dieser ist, wie an anderer 
Stelle ausführlicher dargelegt wird 11 ), aufzufassen als nach 
SW einfallondo Spalte im Deckgebirge, die 
sich über einer Abbiegung des Untergrundes bildete und die 
der Anlaß wurde zum Einströmen der Salzmassen von 
unten her und die; andererseits oben durch das Nach¬ 
stürzen von langgestreckten Schollen an Böschungssprüngen 
das Aussehen eines Grabenbruches bekam. Daß wir es hier 
mit einer Zerrung, nicht mit einer Pressung zu tun 


u ) r. Woldstedt, Die Störungszone des Oberen Allertals. 
JaJirb. d. Preuß. Geolog. Landesanst. für 1924, XLV. 

Vergl. ferner hierzu: G. Bkixckmeikr, Geologische Unter¬ 
suchungen ain Allertalgrahen. Ahhandl. d. Preuß. Geolog. Landes- 
anstalt, N. F., Heft 9G. Berlin 1924. 


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191 _ 

liabeii, geht vor allem aus dem völligen Fehlen von 
mit omporgepreßten Schichten der Älteren 
Trias hervor, wie sie sonst vielfach für die Salzstöcke 
charakteristisch sind. Offenbar fand das Salz Platz genug 
zum Aufsteigen, und so lag gar kein Anlaß vor, Schollen 
des Nebengebirges mit emporzupressen. 

Nach W hin folgt die Lappwaldmulde, unter der 
das Salz erheblich reduziert zu sein scheint — in der 
Bohrung Nr. 9 auf Bl. Groß-Twülpstedt wurde es in 100 m 
Mächtigkeit angetroffen —, und dann, südwestlich von Rot- 
torf a./Kley, eine flache Keuperaufwölbung, die Fortsetzung 
von Stilles „Hasenwinkelachse“ 12 ), unter der bei 
Heiligendorf das Zechsteinsalz in einer Mächtigkeit von 
mindestens 300 in nachgewiesen worden ist. 

Nach einer geringen, oberflächlich zum Teil durch 
Tertiär ausgefüllten Einmuldung steigen die Schichten wieder 
auf, und zwar zum >Lor m - Satteh, der Fortsetzung des 
Staßfurt—Egelner Sattels. Die Bohrungen Gr. Steinum 1 
und II haben beide das Zechsteinsalz nur aiigebohrt, so 
daß hier der weitere Untergrund hypothetisch bleiben 
muß. Das Profil schneidet den Dorm dort, wo die Achse 
der Salzaufpressung offenbar gerade eine gewisse Ein¬ 
rauldung erfährt. Sowohl nach SO hin scheint wieder ein 
Aufsteigen der Achse stattzufinden — hier tritt wieder 
Unterer Buntsandstein zutage —, als ganz besonders nach 
NW hin, w r o die mesozoische Decke bald auseinander tritt, 
um dem breiten Salzstoek von Beienrode Platz zu 
machen, der sich unter der Senke von Ochsendorf verbirgt. 
Nach einer weiteren, oberflächlich wieder mit Tertiär aus¬ 
gefüllten Mulde — die wir mit einer Salzabwanderungszone 
in Zusammenhang bringen dürfen — beginnen die mesozo¬ 
ischen Schichten nun langsam und gleichmäßig wieder 
anzusteigen zum Elm, jener vom Dorm so völlig verschie¬ 
denen, flachen, schildförmigen Erhebung, deren Längs¬ 
erstreckung nur etwa doppelt so groß ist wie seine Breite, 
und die von Lachmann als „Rundhorst“ bezeichnet wurde. 
Die Aufwölbung der Schichten ist im nördlichen Teil des 
Elms am weitesten gegangen; hier treten noch Schichten 
des Rot zutage, während es sonst größtenteils der Obere 
Muschelkalk ist, der die Oberfläche bildet. Die durchschnitt¬ 
liche Neigung der Schichten beträgt nur 5°. 

Es entsteht nun die außerordentlich wichtige Frage: In 
welcher Form ist die Salzlagerstätte unter dem Elm zu 

1? ) H. Stille, Karte der Saxonischen Gebirgsbildung. 1922. 


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192 


erwarten und welche Höhenlage und Gestaltung zeigt der 
subsalinare Untergrund? Die Bohrungen Reitling I und H 
haben beide die Zech Steinsalze von etwa 570 m Tiefe an an¬ 
getroffen. Von besonderer Wichtigkeit ist dabei folgendes: 
An den Kernproben der Bohrung Reitling II 
war im Salz ein nach unten zunehmendes Ein¬ 
fallen zu beobachten, das im Jüngeren Steinsalz 
20—26°, in der Kaliregion 25—35° und schließlich im 
Älteren Steinsalz 35- 40° betrug! Dabei beträgt, wie oben 
schon erwähnt wurde, das Einfallen der Muschelkalk¬ 
schichten an der Oberfläche durchschnittlich nur 5°. Vom 
Älteren Steinsalz hat die Bohrung etwa 100 m durchteuft. 
Nimmt man als Gesamtmächtigkeit des Älteren Steinsalzes 
etwa 300 m an. so wird man bei einem Fallwinkel von 
35—40° auf mindestens noch 3—400 m Salz rechnen können, 
ehe der subsalinare Untergrund zu erwarten wäre, der 
danach frühestens in einer Höhenlage von etwa 1050—1100 m 
— N. N. anzunehmen wäre. Das aber würde bedeuten, daß 
eine nennenswerte Aufwölbung des Unter¬ 
grundes nicht anzunehmen ist, sondern daß die 
Aufwölbung des Elms zum größten Teil einer Anstauung 
im Älteren Steinsalz entspricht, in dem ja nach Ausweis 
der beträchtlichen Fallwinkel erheblich stärkere Bewegun¬ 
gen stattgefunden haben müssen als in den Deckschichten. 

In unserem Profil folgt nach SW hin die Schöppen - 
stedter Mulde, in der keinerlei Bohrungen in den 
tieferen Untergrund Vordringen. Das Profil nimmt im 
Untergrund wieder eine Salzabwanderungszonc 
an, die die Anstauung unter der Asse und dem Elm kom¬ 
pensiert. 

Die Asse selbst wird vom Profil im Schacht UI der 
Gewerkschaft „Asse“ geschnitten, der bis etwa 400 m Tiefe 
ein mächtiges Trümmergebirge, darunter gleich das Ältere 
Steinsalz bis 800 m Tiefe antraf. Der Bau der mesozoischen 
Schichten ist ein wesentlich anderer als beim Elm; sie 
erscheinen hier mehr nur randlich aufgebogen und geschleppt 
durch das empordringendo Salz. Im Untergrund ist ver¬ 
mutungsweise, wie beim Dorm, eine Verwerfung ein¬ 
gezeichnet, um anzudeuten, daß dem Salzauftrieb an dieser 
Stelle vielleicht ein Sprung zugrunde liegt. 

Südlich der Asse folgt die Remlingen — P a b s t o r - 
f e r Mulde, die in der Höhe unseres Profils bereits die 
obere Kreide als jüngste Schicht zeigt und unter der eben¬ 
falls eine Salzabwanderungszone anzunehmen ist 


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193 


Dem Elm vergleichbar ist die breite, flache Auf¬ 
wölbung des Großen Fallsteins. Seine Oberfläche 
wird ganz nur vom Oberen Muschelkalk gebildet Leider 
fehlt es hier gänzlich an tieferen Bohrungen, so daß unsere 
Vorstellungen über den Untergrund hypothetisch bleiben 
müssen. Wir dürfen aber entsprechend den Bohrungen am 
Elm unter einem imgestörten Deckgebirge eine gewisse 
Salzanstauung und darunter einen relativ ungestörten 
Untergrund an nehmen. 

Am Südwesthang des Großen Fallsteins biegen sich 
die Schichten etwas starker herab, und in der nun folgenden 
Mulde erscheint nun auch die Oberste Kreide. Das Profil 
mußte hier um einige Kilometer nach W verschoben werden, 
um den Harli mit hinein zu bekommen. 

Der Harli zeigt einen ausgeprägt ungleichseitigen 
Bau. Der Nordflügel erscheint „hochgeklappt", so daß hier 
das Salz bis nahe an die Oberfläche kommt und mit einer 
Verwerfung an sämtliche Schichten vom Unteren Bunt¬ 
sandstein bis zur Unteren Kreide grenzt. 

Auch hier ist nicht anzunehmen, daß der Untergrund 
eine nennenswerte Aufwölbung zeigt; vielmehr wird auch 
hier das Salz den Ausgleichskörper bilden. Denn berechnet 
man nach den wahrscheinlichen Mächtigkeiten etwa die 
Unterkante des Buntsandsteins, so findet man, daß 
sie trotz des gänzlich verschiedenen Baues von Nord- und 
Südflügel in geringer Entfernung sowohl nach N als auch 
nach S hin fast dieselbe Höhenlage einnehmen muß; und 
entsprechendes kann man für die Unterkante des Salzes 
annehmen. 

Eine Berechnung der Höhenlage des subsalinaren Unter¬ 
grundes in dem Gebiet zwischen Harli und Harz, wo der 
Untergrund am tiefsten abgesunken ist, ist natürlich nur 
angenähert möglich, vor allem, weil die Mächtigkeit des 
etwa noch vorhandenen Salzes und der Kreide unbekannt 
ist. Die Mächtigkeit der Deckschichten kann zu etwa 
2400 m angenommen werden (Kreide 700 bis 900 m, Jura 
200 bis 600 m, Trias 1100 bis 1300 m). Nimmt man darunter 
noch 100 bis 200 m Salz an, so käme man auf eine Lage 
des subsalinaren Untergrundes in rund 2500 m unter der 
Oberfläche. Berücksichtigt man weiter, daß darunter noch 
die Schichten des Mittleren und Unteren Zechsteins, viel¬ 
leicht des Botliegenden, ferner noch weiteres Paläozoikum 
liegt, ehe man in entsprechende Horizonte kommt, wie sie 
hier auf der Höhe des Harzes auftreten, so kann man 
Zeitscbr. d. D. Geol. Ges. 1924. 13 


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194 


danach die Höhe des Verwurfes zu mindestens 3000 m 
ansetzen. 

Wir kommen schließlich in unserem Profil ins unmittel¬ 
bare Harzrandgebiet, wo die Schichten des Mesozoikums 
in schmaler Zone steil aufgerichtet und auf längere Er¬ 
streckung hin überkippt sind, so daß sie bis 60° nach S 
hin einfallen. Mit ähnlichem Winkel fällt die Grenzfläche 
gegen das Harzpaläozoikum ein — es handelt sich also 
um eine regelrechte Überschiebungsfiäche. Art und 
Alter des tektonischen Vorgangs sind ja von Schröder im 
einzelnen genau nachgewiesen worden 13 ); es handelt sich 
um eine Bewegung der Harzscholle nach oben und nach 
NO oder, was auf dasselbe hinauskommt, um eine Be¬ 
wegung des Harzvorlandes nach unten und nach SW. 

Im Gegensatz dazu stehen die Verhältnisse an der 
nordöstlichen Umrandung des subherzynen Beckens: au 
der Südwestflanke des Flechtin ge r Höhenzugs ist 
eine Aufrichtung der mesozoischen Sedimente nicht vor¬ 
handen, sondern diese lagern sich normal auf das allmählich 
nach SW untertauchende Paläozoikum auf. Zwar fehlt es 
nicht an Sprüngen; aber hier handelt es sich anscheinend 
fast überall um echte Verwerfungen, an denen das Hangende 
abgesunken ist, soweit es nicht überhaupt Verwerfungen 
sind, die lediglich mit der Auslaugung der Zechsteinsalze 
Zusammenhängen. An der Nordostflanke des Flechtinger 
Höhenzuges 14 ) dagegen zeigt sich eine ähnliche Aufrich- 
tungs- und Überkippungszon© wie am Nordrande des Harzes, 
während andererseits der Südrand des Harzes dieselbe 
flache Auflagerung der Schichten zeigt wie die Südwest¬ 
flanke des Flechtinger Höhenzuges. Beide paläozoischen 
Rahmen zeigen sonach denselben einseitigen Bau, 
der für die tektonische Gesamtauffassung des subherzynen 
Beckens von Bedeutung ist. 

Das zweite Profil erstreckt sich von der Gegend 
südöstlich Magdeburg (Salpke) zum Harz westlich von 
Ballenstedt. Es hat nur eine Länge von 55 km, weil Harz 
und Flechtinger Höhenzüg hier noch nicht so weit diver- 


1S ) H. Schröder, „Übergreifende Lagerung des oberen Emscher 
zwischen Oker und Harzhurg usw.“ Abhandl. d. Preuß. Goolog. 
Landesanst., N. F., Heft 56, 1909, und „Exkursion in das nörd¬ 
liche Harzrandgebiet“. Führer z. d. Exkurs, d. D. Geol. Ges. 1920. 

14 ) Vergl. den östlichen, angehängten Teil des Profiles I, der 
gegenüber dem Hauptprofil um einige Kilometer nach SO ver¬ 
schoben ist. 


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195 


gieren wie beim Profil I. Es wurde konstruiert unter Zu¬ 
hilfenahme der im Erscheinen begriffenen Blätter Schöne¬ 
heck, Gr. Ottersleben, Atzendorf, Egeln, Köchstedt, Wege¬ 
leben und Ballenstedt der Geologischen Spezialkarte 1: 25 000. 

Wie im ersten Profil, so legen sich auch hier über Kulm 
und Rotliegendes des Flechtinger Höhenzuges die Schichten 
des Zechsteins und des Buntsandsteins mit flachem, nach SW 
gerichtetem Einfallen. Bei Sülldorf wird die Decke 
der mesozoischen Sedimente, die sich hier flexurartig herab¬ 
biegt, mächtiger. Wir haben hier das Verbindungs¬ 
glied vor uns von der Groß-Salzer Disloka¬ 
tionszone im SO zur Störungszone des oberen 
Allertals, wie dies ja bereits früher von Seidl hervor¬ 
gehoben werden ist 15 ). Es folgt die außerordentlich flache 
Altenweddinger Mulde, die der Lappwaldmulde 
entspricht und in der Hauptsache Mittleren Keuper, außer¬ 
dem etwas Tertiär enthält. Die Schichten biegen sich weiter¬ 
hin zu einem flachen Sattel auf — bei Bisdorf, etwas süd¬ 
lich unseres Profils, kommt Unterer Muschelkalk an die 
Oberfläche —, um sich nach einer erneuten flachen Ein- 
muldung zum Staßfurter Sattel zu öffnen, in dem 
die Zechsteinsalze nur durch lockere Bildungen von der 
Oberfläche getrennt sind. 

Der Staßfurter Sattel, dessen Verhältnisse ja 
genügend bekannt sind, zeigt einen einseitigen Bau; die 
Ostflanke ist fast überall wesentlich steiler, stellenweise 
sogar überkippt. Unser Profil schneidet den Sattel an 
einer Stelle, wo er breiter ist als gewöhnlich. Die Breite 
der offenen Saizflache beträgt hier fast 1,5 km. Wenig 
südöstlich von unserem Profilschnitt steht das schon 
erwähnte Bohrloch Eu bei Unseburg, das den Mittleren 
Zechstein in ungefähr 1180 m — N. N. antraf. Auf beiden 
Flanken des Staßfurter Sattels sind Tertiärmulden vorhanden, 
deren Lagerung diskordant zu der des Mesozoikums ist, 
was besonders deutlich bei der nordöstlichen Mulde her¬ 
vortritt. 

Nach SW hin steigen die Schichten weiter zur 
flachen Aufwölbung des Hackeis an, in dem 
im allgemeinen der Untere Muschelkalk, in einer schmalen 
Zone auch der Röt, die Oberfläche bildet. Wie vorher 
beim Elm und beim Großen Pallstein, welch’ letzterem ja 


15 ) E. Seidl, Die Permische Salzlagerstätte im Graf-Moltke- 
Schacht. Archiv für Lagerstättenforschung, Heft 10, S. 10. 

18* 


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196 


der Hackel entspricht, so erhebt sich auch hier wieder die 
Frage: In welcher Tiefe etwa ist der subsalinare Unter¬ 
grund anzunelimen? Die Bohrung Hausneindorf, nördlich 
unseres Profils, hat die Oberkante des Älteren Steinsalzes 
bei etwa 720 m, eine Bohrung bei Friedrichsaue, südlich 
unseres Profils, dieselbe bei etwa 1080 m angetroffen. Wir 
haben keinen Anlaß, hier eine wesentlich höhere Lage 
des subsalinaren Untergrundes anzunehmen als etwa unter 
dem Staßfurter Sattel. Die Südegelnsche und die Halber- 
städter Mulde sind als Salzabwanderungszonen aufzufasson, 
die durch ein Anstauungsgebiet unter dem Hackel kom¬ 
pensiert werden. 

Die flache Halberstädter Mulde zeigt als Jüng¬ 
stes bereits Schichten des Cenomans und Turons, während 
die südliche Blankenburger Mulde über der Trias 
Teile des Jura, der Unteren Kreide, ferner fast die gesamte 
Obere Kreide zeigt. 

Dazwischen liegt der scharf gestauteQuedlinburger 
Sattel, den unser Profil in den Sewecken-Bergen schneidet 
und der dem Harli-Sattel unseres ersten Profils entspricht. 
Leider scheint im Bereich dieses Sattels nach Kalisalzen 
niemals gebohrt worden zu sein. Es ist nicht ausgeschlossen, 
daß der Bau des Sattels ein wesentlich anderer ist, als er 
sich an der Oberfläche zu erkennen gibt. 

Die Verhältnisse im unmittelbaren Harzrandgebiet ent¬ 
sprechen völlig den oben beim ersten Profil besprochenen 
und brauchen deshalb hier nicht nochmals erörtert zu 
werden. 

Betrachten wir nun die Profile nochmals als Ganzes, 
so springt folgendes besonders ins Auge: 

1. Der subsalinare Untergrund sinkt lang¬ 
sam nach SW hin ein. Wie dies im einzelnen vor 
sich geht, wissen wir nicht. Er wird vielleicht nicht so 
gleichmäßig einsinken, wie unser Profil dies annimmt. Aber 
jedenfalls ist der Gesamteffekt eine be¬ 
trächtliche Absenkung nach SW hin, so daß 
hier der subsalinare Untergrund um 2000 bis 
3000 m tiefer liegt als im KO einerseits, 
im Harz andererseits. Die Dicke der aufgelagerten 
Sedimente nimmt nach SW hin entsprechend zu. 

2. Der subsalinare Untergrund zeigt nicht 
denselben Faltenbau wie das Deckgebirge, 
sondern erscheint wesentlich ruhiger. Das ist für große 


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197 

Teile der Profile Hypothese, hat aber unter Berücksichti¬ 
gung der Verhältnisse in anderen Gebieten hohe Wahr¬ 
scheinlichkeit für sich. 

3. Das Deckgebirge zeigt einen wellen¬ 
förmigen Bau; es ist „gefaltet". Und zwar ist 
ein gewisser Rythmus, ein Abwechseln von steilen 
Sätteln und flachen Aufwölbungen vorhanden. 
Dorm, Asse und Harli treten in Gegensatz zu Elm und 
Fallstein; beim zweiten Profil liegt die flache Aufwölbung 
des Hackeis zwischen dem steileren Staßfurt—Egeiner und 
dem Quedlinburger Sattel. 

4. Als ganz anders geartete Form er¬ 
scheint das Obere Allertal. Denn während bei 
den anderen Aufwölbungen an beiden oder wenigstens an 
einer Seite der stratigraphische Zusammenhang des Salzes 
mit dem angrenzenden Unteren Buntsandstein (bzw. den 
Zechsteinletten) gewahrt erscheint, ist beim Oberen Allertal 
das Salz völlig aus dem stratigraphischen Verband heraus¬ 
getreten und in ein höheres Niveau emporgequollen, eine 
Lücke im Deckgebirge von fast 2 km Breite 
ausfüllend, — Erscheinungen, die wir nur durch eine 
Zerrung dieses Gebietes erklären können. 

5. Die Deckgebirgsschichten erscheinen 
im NO an der Allertalspalte abgerissen und 
nach SW zu Falten zusammengedrängt. Es ist 
dabei zu einer Abscherung der Deckschichten über dem 
Untergrund gekommen, wobei das Salz als Vermittler 
erscheint. 

6. Eine Zunahme der Intensität der Faltungserschei¬ 
nungen nach SW hin — entsprechend der zunehmenden 
Tiefe des subherzynen Beckens — ist nicht zu verkennen. 

Zweifellos ist hier im SW ein Längenüberschuß der 
Sedimentdecke vorhanden, wenn man sich etwa die hoch¬ 
geklappten Flügel — z. B. beim Harli oder beim Quedlin* 
burger Sattel — wieder heruntergeklappt denkt. 

Es entsteht nun die Frage, welche tektonische Auf¬ 
fassung diesen Verhältnissen am meisten gerecht wird. 

Von ganz besonderer Wichtigkeit ist da das Neben¬ 
einandervorkommen von Erscheinungen, die 
zweifellos auf Zerrung hin weisen (Oberes Aller- 
tal) neben solchen, die Pressungserschei¬ 
nungen sind (imweiterenHarzvorlande). Nach allem, 
was wir über das Alter der Vorgänge wissen, 
können wir die Erscheinungen nicht zeitlich 


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198 


trennen, sondern sie sind als gleichzeitig 
anzusehen. Zum mindesten gilt dies für die letzte 
tektonische Hauptphase, die wir noch deutlich verfolgen 
können: die Oberkreidephase. 

Es ist ohne weiteres klar, daß das gleichzeitige Vor¬ 
kommen von Zerrungs- und Pressungserscheinungen mit 
der Vorstellung einer „Rahmenfaltung“ schwer zu 
vereinigen ist. Diese Vorstellung ist deshalb für 
das subherzyne Becken nicht aufrecht zu 
erhalten. Wie aber ist dann der zweifellos vorhandene 
Zusammenschub der Schichten zu erklären? Hier ist m. E. 
ein Zusammenwirken mehrerer Faktoren vor¬ 
handen gewesen. Im tieferen Untergrund fanden Schollen¬ 
verschiebungen statt, die sich in einem Einkippen der 
subherzynen Scholle gegenüber der Harz¬ 
scholle äußerten 16 ). Diesen Bewegungen folgte die meso¬ 
zoische Decke nur passiv: am Harzrand wurde sie mehr 
oder weniger stark „geschleppt“, auf der Südwestflanke des 
Flechtinger Höhenzuges wurde sie auseinandergezerrt. Es 
entstand ein flacher, ungleichseitiger Trog 17 ), dessen kom- 
}>ensierendes Zerrgebiet einerseits im NO (Südwestfianko 
des Flechtinger Höhenzuges, Oberes Allertal), andererseits 
über dem Harz vorhanden ist. Im Innern de3 so gebildeten 
subherzynen Troges aber entstand infolge der Schiefstellung 
des Untergrundes ein gewisser seitlicher Druck im Deck¬ 
gebirge, da dieses unter dem Einfluß der Schwere nach 
der tiefsten Stelle des Troges drängte. Im unmittelbaren 
Harzvorland wirkte der direkte Druck der Harzschoilo. 
In diesem Sinne bestand also im subherzynen 
Becken ein tangentialer Druck. 

Ein weiterer sehr wichtiger Faktor kommt hinzu: die 
vertikal wirkende Kraft des Saizauftriebs. 

Daß für den Salzauftrieb kein tangentialer Druck not¬ 
wendig ist, wie Stille dies annimmt, scheint mir mit 
Sicherheit daraus hervorzugehen, daß das Salz auch 
in Zerr ge bieten, wie im Oberen Allertal, aufge- 

16 ) Die vorliegende Arbeit war fertig abgeschlossen und 
Anfang Februar 1924 in einer Sitzung der Pr. Geol. Landes-Anstalt 
vorgetragen, als der QuiRiNGsche Vortrag „Ober Wesen und 
Ursprung der postvaristischen Tektonik Norddeutschlands“, in 
dem die Theorie der Schrägschollen im Untergründe Nordwest¬ 
deutschlands ausführlich behandelt wird, in der D. Geol. Gesellschaft 
gehalten wurde 

17 ) Vcrgl. die bekannten Arbeiten von K. Lehmann. Glückauf 
1919 und 1920. 


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stiegen ist. Tangentialer Druck mag den Salzauftrieb 
oft genug befördern, Bedingung ist er m. E. nicht dafür, 
sondern die Grundursache ist das völlig verschiedene physi¬ 
kalische Verhalten von Salz und Deckgebirge, insbesondere 
der Unterschied der spezifischen Gewichte, 
der unter bestimmten Umständen zu einer Umlagerung 
der spezifisch verschieden schweren Massen führen kann. 

Im Zusammenhang mit der Ausbildung des subherzynen 
Troges wurde unser Gebiet durch her zynisch gerichtete, 
langgestreckte Sprünge in schmale Streifen zerlegt. Wie weit 
diese Sprünge den Untergrund mit betrafen, wie weit nur 
das Deckgebirge, das ist für (den Salzauftrieb einerlei. 
Überall dort, wo das Deckgebirge geschwächt war, drängte 
das Salz empor. Es ist nun klar, daß eine nur auf einzelnen, 
ganz bestimmten Linien angreifende vertikale oder, 
besser gesagt, zentrifugale Kraft, wie es der Salz¬ 
auftrieb darstellt, zur Ausbildung eines Faltensystem 3 führen 
mußte, wenn im Deckgebirge eine tangentiale Spannung 
vorhanden war. 

Wir können uns dies durch das nebenstehende Schema 
(Abb. 3) verdeutlichen: Eine Platte steht unter seitlichem 
Druck; sie ist senkrecht zum Druck durch Fugen ge- 


H-■■-f — : - r - ■ ) 

"4 — ^ — K 

Abb. 3. Erklärung siehe Text. 


schwächt. Greift an diesen eine vertikal nach oben 
wirkende Kraft an, so wird die Platte wellenförmig ver¬ 
bogen werden. 

Daß das entstehende Faltenbild den 
eigentümlichen, oben erwähnten Rythmus 
zwischen breiten und flachen Sätteln zeigt, 
das hängt weiterhin mit der Art des Salzauf¬ 
triebes zusammen. Dort, wo langgestreckte Sprünge 
das Deckgebirge geschwächt hatten, drang zunächst das 
Salz empor, die schmalen Sättel vom Typus des Dorms, 
der Asse, des Harli usw. bildend. Das Hineinfließen des 
Salzes in die Aufpressungszonen führte zur Ausbildung lang¬ 
gestreckter Mulden, die die Sättel zu beiden Seiten be¬ 
gleiten. Sind dazwischen breitere Gebiete mit relativ 
ungestörtem Deckgebirge vorhanden, so kommt es zur Aus- 


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200 


bildung von „MittelsätteLn“ im Sinne von Schuh 18 ), in 
denen jedoch nicht ein völliges Fehlen der Salzwanderungs 
bewegungen anzunehmen ist, sondern in denen eine 
Wanderung des Salzes zur Mitte hin stattfindet, 
die im Laufe der Zeit zu einer Verstärkung des Mittel¬ 
satteis führen muß. Elm, Hackel und Großer Fall¬ 
stein sind als solche weiter entwickelten 
„Mittelsättel“ auf zu fassen. 

Die geschilderten Verhältnisse haben sich in unserem 
Gebiet seit der Jurazeit herausgebildet. Wenn auch die 
kimmerische und die senone Phase besonders wichtig waren, 
so hat es doch in den anderen Zeiten wohl nicht an Be¬ 
wegungen gefehlt. Ein prinzipieller tektonischer Unter¬ 
schied zwischen einer Zerrphase im Oberen Jura und einer 
Schubphase im Senon, wie Schuh annimmt, scheint in 
unserem Gebiet nicht vorhanden gewesen zu sein, sondern 
beide Phasen dürften hier im wesentlichen gleichartig ver¬ 
laufen sein, jedenfalls insofern, als beide Male Zerrung 
und Zusammenschub gleichzeitig nebeneinander vorkamen. 


Zusammenfassung. 

Beobachtungen in den Randgebieten sowie die aller¬ 
dings an Zahl geringen, sehr tiefen Bohrungen innerhalb 
des subherzynen Beckens, ferner Beobachtungen aus anderen 
Gebieten (Mansfelder Mulde) lassen mit großer Wahrschein¬ 
lichkeit unter der Faltendecke des Mesozoi¬ 
kums eine relativ ruhig gelagerte, von NO 
nach SW einsinkende Oberfläche des sub- 
salinaren Untergrundes annehmen. Sättel und 
Mulden der Oberfläche w r erden anscheinend zum größten 
Teil kompensiert durch die verschiedene Ver¬ 
teilung des Salzes, das unter den Sätteln angestaut, 
unter den Mulden abgewandert ist 19 ). 

Für das subherzyne Becken ist die Vor¬ 
stellung der ^ahmenfaltung" abzulehnen. 
Denn es sind nicht nur Pressungsgebiete, sondern auch Zerr¬ 
gebiete vorhanden. Ebenso ist für unser Gebiet 
die Vorstellung der „Injektivfaltung“, soweit 
sie die Salzaufpressungen lediglich durch tangentialen Druck 


18 ) F. Schuh, Beitrag zur Tektonik unserer Salzstöcke. 
Zeitschr. .,Kali“, 16. Jahrg. 1922, Heft 1. 

* 9 ) In den Mulden mag es (Vielfach sogar zu einer völligen 
Ausquetschung des Salzes gekommen sein. 


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201 


erklären will, abzulehnen. Denn das Salz ist auch in 
den Zerrgebieten aufgestiegen, was nicht möglich wäre, 
wenn für den Salzaufstieg tangentialer Druck notwendig 
wäre. Dieser letztere mag häufig hinzukommen; in der 
Hauptsache dürfte es aber der Druck der Sedimente sein, 
der das Salz isostatisch zum Aufsteigen zwingt 

Das subherzyne Becken ist weder rein 
tektonisch durch tangentialen Druck, wie 
Stille annimmt, noch durch reine Vertikal¬ 
bewegungen mit Salzaufstieg, wie etwa Lach¬ 
mann es sich vorstellte, zu erklären, sondern 
es entstand durch ein kompliziertes Zu¬ 
sammenwirken von Schollenbewegungen im 
Untergrund (Einkippen der subherzynen 
Scholle nach SW hin), von Zusammenschub- 
bewegungen nach dem Innern des Troges hin 
und von isostatischen Auftriebsbewegungen 
des Salzes. 

[Manuskript eingegangen am 28. Mai 1924.] 


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202 


Verzeichnis 

der der Bücherei seit 1918 einverleibten 
periodischen Veröffentlichungen. 

Die letzte Bekanntgabe der bei der Gesellschaft ein¬ 
gegangenen periodischen Veröffentlichungen erfolgte im 69. 
Bande dieser Zeitschrift im Jahre 1917. 

Nachdem nunmehr der durch den Weltkrieg unter¬ 
brochene Austauschverkehr in weiterem Umfang wieder 
aufgenommen ist, erscheint es an der Zeit, insbesondere 
denjenigen Mitgliedern die Neueingänge bekannt zu geben, 
die nicht Gelegenheit haben, diese in den Monatssitzungen 
einzusehen. 

Die nachfolgende Liste enthält die Titel aller Periodica* 
die seit 1918 der Bücherei zugingen, unbekümmert darum, 
ob die Reihen unvollständig sind, sei es weil der Austausch¬ 
verkehr erst, nach 1918 aufgenommen, sei es weil er 
inzwischen abgebrochen wurde. 

Ein ausführlicheres Verzeichnis zu bringen, verbietet 
der Raum; es soll in dem Bibliothekskatalog veröffentlicht 
werden, dessen Druck von der Hauptversammlung grund¬ 
sätzlich beschlossen wurde. ^ . ... 

Dienst, Archivar. 

Deutschland. 

Preußen. 

Berlin Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft. 

-- Preußische Geologische Landesanstalt. 

Jahrbuch. — Abhandlungen. — Archiv für Lagerstätten¬ 
forschung. — Beiträge zur geologischen Erforschung der 
deutschen Schutzgebiete. — Mitteilungen aus den Labo¬ 
ratorien. — Geologische Literatur Deutschlands, 
a) Jährlicher Literaturbericht, b) Literatur über ein¬ 
zelne Gebiete. — Zur W'ünschelrutenfrage. 

— Sitzungsberichte der Preußischen Akademie der Wissen¬ 
schaften. 

— Zeitschrift für das Berg-, Hütten- und Salinen wesen 
im Preußischen Staate. 

-- Jahresbericht der Gesellschaft für Höhlenforschung und 
Höhlenkunde in Berlin. 


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203 

Bielefeld Berichte des Naturwissenschaftlichen Vereins für 
Bielefeld und Umgegend. 

Bonn Naturhistorischer Verein der preußischen Rheinlande 
und Westfalens. Verhandlungen. — Sitzungsberichte. 

Breslau Schlesische Gesellschaft für vaterländische Kultur. 
Jahresberichte. — Beihefte zu den Jahresberichten, fort¬ 
gesetzt als: Schlesische Jahrbücher für Geistes- und 
Naturwissenschaften. 

Frankfurt a. M. Senckenbergische Naturforschende Gesell¬ 
schaft. Abhandlungen. — Berichte, fortgesetzt als: Aus 
Natur und Museum. 

Görlitz Abhandlungen der Naturforächenden Gesellschaft zu 
Görlitz. 

Greifswald Mitteilungen aus dem naturwissenschaftlichen 
Verein für Neuvorpommern und Rügen in Greifswald. 

Halle a. S. Abhandlungen der Leopoklinisch-Carolinischen 
Deutschen Akademie der Naturforscher. 

Kiel Schriften des Naturwissenschaftlichen Vereins für 
Schles wig-Ho Istein. 

Königsberg i. Pr. Schriften der Physikalisch-ökonomischen 
Gesellschaft zu Königsberg i. Pr. 

— Geologisches. Archiv, Zeitschrift für das Gesamtgebiet 
der Geologie. 

Lüneburg Jahreshefte des naturwissenschaftlichen Vereins 
für das Fürstentum Lüneburg. 

Magdeburg Abhandlungen und Berichte aus dem Museum 
für Natur- und Heimatkunde und dem Naturwissen¬ 
schaftlichen Verein in Magdeburg. 

Offenbach Bericht über die Tätigkeit des Offenbacher Ver¬ 
eines für Naturkunde. 

Wiesbaden Jahrbücher des Nassauischen Vereins für Natur¬ 
kunde. 

Bayern. 

Augsburg Berichte des Naturwissenschaftlichen Vereins für 
Schwaben und Neuburg, früher Natur historischen Ver¬ 
eins in Augsburg. 

München Bayerische Akademie der Wissenschaften; Ma¬ 
thematisch-physikalische Klasse. 

— Sitzungsberichte. — Abhandlungen. — Festreden, ge¬ 
halten in den öffentlichen Sitzungen zur Feier des 
Stiftungstages. 

— Geognostische Jahreshefte. 

— Deutscher und österreichischer Alpenverein. 
Mitteilungen. — Zeitschrift. 


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204 


Nürnberg Naturhistorische Gesellschaft zu Nürnberg. 
Jahresberichte. — Abhandlungen. 

Regensburg Naturwissenschaftlicher (früher zoologisch- 
mineralogischer) Verein zu Regensburg. 

Berichte. — Abhandlungen (erscheinen in München). 

Sachsen. 

Dresden Sitzungsberichte und Abhandlungen der Natur¬ 
wissenschaftlichen Gesellschaft Isis in Dresden. 

Freiberg i. Sa. Berichte der Freiberger Geologischen Ge¬ 
sellschaft. 

Leipzig Gesellschaft für Erdkunde zu Leipzig. 

Mitteilungen. — Wissenschaftliche Veröffentlichungen. 

- - Aus der Natur. Zeitschrift für den naturwissenschaft¬ 
lichen und erdkundlichen Unterricht. 

Thüringen. 

Gotha Dr. A. Petermanns Mitteilungen aus Justus Perthes 4 
Geographischer Anstalt. 

Württemberg. 

Stuttgart Jahreshefte des Vereins für Vaterländische Na¬ 
turkunde in Württemberg. 

Baden. 

Freiburg i. Br. Berichte der Naturforschenden Gesell¬ 
schaft zu Freiburg i. Br. 

Heidelberg Verhandlungen des Naturhistorisch-medizini¬ 
schen Vereins zu Heidelberg. 

Karlsruhe Verhandlungen des Naturwissenschaftlichen Ver¬ 
eins in Karlsruhe. 


Hessen. 

Darmstadt Notizblatt des Vereins für Erdkunde und der 
Hessischen Geologischen Landesanstalt zu Darmstadt. 

— Abhandlungen der Hessischen Geologischen Landes¬ 
anstalt zu Darmstadt. 

Gießen Bericht der Oberhessischen Gesellschaft für Natur- 
und Heilkunde zu Gießen. Naturwissenschaftliche Ab¬ 
teilung. — Medizinische Abteilung. 

Mecklenburg. 

Güstrow Archiv des Vereins der Freunde der Naturge¬ 
schichte in Mecklenburg. Fortgesetzt als: 

Rostock Archiv Mecklenburgischer Naturforscher. 


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205 

Hansastädte. 

Bremen Abhandlungen, herausgegeben vom Naturwissen¬ 
schaftlichen Verein zu Bremen. 

Hamburg Naturwissenschaftlicher Verein in Hamburg. Ab¬ 
handlungen aus dem Gebiete der Naturwissenschaften. 
— Verhandlungen. 

Danzig. 

Danzig Naturforsehende Gesellschaft in Danzig. Schriften. 
— Abhandlungen. 

Deatsch-Österreich. 

Wien Mitteilungen der Geologischen Gesellschaft in Wien. 

— Annalen des Natur historischen Museums in Wien. 

7 -, Akademie der Wissenschaften in Wien. Mathematisch¬ 
naturwissenschaftlichen Klasse. Sitzungsberichte. — Mit¬ 
teilungen der Erdbeben-Kommission. 

— Geologische Bundesanstalt, seit 1921 Staatsanstalt. Jahr¬ 
buch. — Verhandlungen. 

Klagenfurt Carinthia, U., Mitteilungen des Vereines „Natur¬ 
historisches Landesmuseum für Kärnten". 

— Jahrbuch des Naturhisfcorischen Landesmuseums von 
Kärnten. 

Tschechoslowakei. 

Brünn Verhandlungen des naturforschenden Vereins in 
Brünn. 

Prag Societe Royale des Sciences de Bohöme. Classe des 
Sciences. Mömoires. — Resume du compte-rendu annuel. 

— Naturwissenschaftliche Zeitschrift Lotos. 

Ungarn. 

Budapest Königliche Ungarische Geologische Reichsanstalt. 
Jahresbericht. — Mitteilungen aus dem Jahrbuch. — 
Publikationen. 

— Földtani Közlöny (Geologische Mitteilungen. Zeitschrift 
der Ungarischen Geologischen Gesellschaft, zugleich amt¬ 
liches Organ der Kgl. Ungarischen Geologischen An¬ 
stalt. Mit Beilage: Hydrologische Mitteilungen). 

Jugoslawien. 

Belgrad Annales göologiques de la Peninsule Balkanique. 

Rumänien. 

Bukarest Bulletin de la section scicntifique de l'academie 
Roumaine. 


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206 


Hermannstadt Verhandlungen und Mitteilungen des Sieben- 
bürgischen Vereins für Naturwissenschaften zu Her¬ 
mannstadt. 

Schweiz« 

Aarau Verhandlungen der Schweizerischen Natur forschen¬ 
den Gesellschaft. 

Basel Verhandlungen der Naturforschenden Gesellschaft in 
Basel. 

Bern Mitteilungen der Naturforschenden Gesellschaft in 
Bern. 

— Beiträge zur geologischen Karte der Schweiz, heraus¬ 
gegeben von der geologischen Kommission der 
Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft. 

— Beiträge zur Geologie der Schweiz. Geotechnische Serie, 
herausgegeben von der geotechnischen Kommission der 
Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft. 

Ohur Jahresbericht der naturforschenden Gesellschaft Grau- 
bündens. 

Freiburg (Schweiz) Mitteilungen der Naturforschenden Ge 
Seilschaft in Freiburg (Schweiz). (Geologie et geo- 
graphie.) 

— Bulletin de la societe fribourgeoise des Sciences natu¬ 
relles (Oompte-rendu). 

Genf Sociötc de phvsique et d’histoire naturelle de Genfcve. 
Memoires. — Oompte-rendu des seances. 

— Mat6riaux pour 1‘etude des calamites, pubiibs par les 
soins de la societe de geographie de Gen&ve. 

Lausanne Bulletin de la Societö Vaudoise des Sciences 
naturelles. 

Neuchätel Bulletin de la Societe Neuchäteloise des Sciences 
naturelles. 

St. Gallen Jahrbuch der St. Gallischen Naturwissenschaft¬ 
lichen Gesellschaft. 

Zürich Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesell¬ 
schaft in Zürich. 

— Denkschriften der Schweizerischen Naturforschenden 
Gesellschaft (vormals allgemeine Schweizerische Ge¬ 
sellschaft für die gesamten Naturwissenschaften). 

Italien. 

Florenz Biblioteca Nazionale Centrale di Firenze. 

— Bolletino delle pubblicazioni italiani ricevute per diritto 
di stampe. 


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207 


Mailand Ätti della Societä italiana di scienze naturali 
e del Museo civico di Storia naturale in Milano. 

Parma Rivista italiana di Paleontologia. 

Pisa, Pavia und Bologna Giornale di geologia pratica. 

Rom Bolletino della Societä geologica italiana. 

— Bolletino del R. Comitato geologico d’Italia. 

— Atti della Reale accademia nazionale dei Lincei. 

— Bulletin mensuel, fortgesetzt als Revue internationale 
de renseignements agriooles. 

Venedig Reale Istituto Veneto di Scienze, lettere ed arti. 
Memorie. — Atti. 

Spanien. 

Barcelona Institucio Catalana d’Historia natural. Butlleti. 
— Treballs. 

— Junta de Cifencies naturals de Barcelona. Memöria 
anual. — Anuari. 

— Museu de Ciencies naturals de Barcelona. Treballs. 

— Real Academia de ciencias y artes de Barcelona. 
Boletin. — Memorias. 

Portugal. 

Lissabon Servipo Geolögico de Portugal. 

Comunicapöes. — P. L. Pereira de Sousa: O Terremobo 
do l e de Novembrode 1735 em Portugal e um Estudo 
demogräfioo. I u. II. 

Frankreich. 

Bordeaux Actes de la societe Linndenne de Bordeaux. 

Colmar Bulletin de la societe d’historie naturelle de Colmar. 

Lille Annales de la societe gdologique du Nord. 

Paris Soctötd geologique de France. 

Bulletin. — Compte rendu sommaire des seanees. — 
Bibliographie des Sciences geologiques. 

— La gdographie. 

Niederlande. 

Amsterdam Jaarversiag der Rijksopsporing van Delf- 
stoffen. 

s’Gravenhagen Mededeelingen van de Rijksopsporing van 
Delfstoffen. 

— Geologisch-mijnbouwkundig Genootschap voor Nederiand 
en Kolonien. Jaarboek. — Verhandelingen, geologische 
Serie. 

— Geologisch-mijnbouwkundige Bibliographie van Neder- 
landsch-Indie. 


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208 


Haarlem Arehives du Musee Teyler. 

La Haye Arehives nSerlandaises des Sciences exactes et 
naturelles, publiees par la sociötö holiandaise des Scien¬ 
ces k Hartem. 

Leiden Mededeelingen van ’s Rijks Geologischen Dienst. 
Serie A. und B. 


Luxemburg. 

Luxemburg Institut Grand-Ducal de Luxembourg. Section 
des Sciences naturelles, physiques et math&natiques. 
Arehives. — Faune du Grand-Duch6 de Luxembourg. 

Großbritannien und Irland. 

Dublin Royal Dublin Society. 

The scientific proceedings. — The economic proceedings. 

— Royal Irish Academy. 

Proceedings. — Transactions. 

Edinburgh Royal Society of Edinburgh. 

Proceedings. — Transactions. 

— und London Memoirs of the Geological Survey of Scot¬ 
land. 

Glasgow Glasgow University. Papers from the geological 
department. 

London Geological Survey of Great Britain. 

Memoirs: Palaeontology. — Summary of progress of 
the Geological Survey of Great Britain and the Museum 
of practical geology. — Special reports on the Mineral 
Resources of Great Britain. 

-- Geological Survey of England and Wales. Memoirs. 

— British Museum (Natural History). 

Catalogues. — Guides. — British Antarctic („Terrra 
Nova“) Expedition, 1910. Natural History Report- 
Geology. 

— The Geological Magazine, an monthly Journal of 
Geology. 

— The Quarter ly Journal of the Geological Society. 

— Geological Literature (List of Authers and Titles) added 
to the Geological Society’s Library. 

— Proceedings of the Geologist’s Association. 

Dänemark. 

Kopenhagen Meddelelser fra Dansk geologisk forening. 

— Danmarks geologiske Undersgolse. I.. II., III., IV. 
und V. Raekke. 

— Meddelelser om Grönland. 


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209 


Norwegen. 

Christiania (Kristiania, Oslo) Videnskapsselskapet i Kristia¬ 
nia. I. Matematisk-naturvidenskabelig Klasse. For- 
handl ingar. — Skrifter. 

— Archiv for Mathematik og Naturvidenskab. 

— Norges Geologiskc Undersökelse. 

Abhandlungen. — Arbok. — Statens Raastofkomite 
Publikationen. 

Schweden. 

Lund Acta universitatis Lundensis. 

Stockholm Geologiska Föreningens i Stockholm förhand- 
lingar. 

— Kungl. Svenska Vetenskapsakademien. Handlingar. — 
Arkiv för Botanik. — Arkiv för Matematik, Astro- 
nomi och Fysik. — Arkiv för Kemi, Mineralogi och 
Geologi. — Arkiv för Zoologi. — Arsbok. — 
Medde landen frän Nobeiinstitut. 

— Levnadsteckningar över Kungl. Svenska Vetenskaps 
Akademien» Ledainöter. 

— Sveriges offentliga bibliotek Accessions-Katalog. 

— Sveriges geologiska Undersökning. 

Arsbok. — Afhandlingar och uppsatser, Ser. C., Ca., D. 

— Yetenskapliga och praktiska undersökningair i Lappland. 
Flora och Fauna. — Meteorologi. — Lappiandsgruvor- 
nas mineralogi. 

Uppsala Bulletin of the Geological Institution of the Uni- 
versity of Upsala. 

Finnland. 

Abo Acta academiae aboensis mathematica. et physica. 
Helsingfors Geologiska Kommissionenen i Finland. 

Bulletin. — Geotckniska Meddelanden. — Agrogeolo- 
giska Meddelanden. 

— Societas geographica Fenniae. Fennia. 

Estland. 

Dorpat Naturforscher-Gesellschaft bei der Universität Dor¬ 
pat. Sitzungsberichte. — Schriften. —- Archiv für die 
Naturkunde des Ostbaltikums (vormals Liv-, Esth- und 
Kurlands). 

Polen. 

Warschau Service geologique de Pologne. 

Bulletin. — Travaux. — La Bibliographie geologique 
de Pologne. 

Zeit sehr. d. D. Geol. Oes. 1924. 14 


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210 

Rußland. 

Moskau Der Berggeist. 

— Publications of the Petrographical Institute Lithogaea. 

— Transactions of the Institute of Economic Mincralogy 
and Petrography („Lithogaea*’). 

— Arlieiten der besonderen Kommission zur Untersuchung 
der Kursker magnetischen Anomalien. 

Petrograd-Leningrad Kommission zur Erforschung der 
Naturkräfte Rußlands. 

Monographien. — Die Reichtüiner Rußlands. — Die 
nutzbaren ILagerstätten. 

— Rußland; Astrachaner Gebiet; nutzbare Lagerstätten. 

— Materialien zur Erforschung der nutzbarem Lagerstätten 
Rußlands. 

— • Comite geologiquc. 

Bulletin. — Memoires. — Materiaux jwiir la geologie 
generale et appliquee. — Bibliotheque geologiquc de 
Russie. — Loewinson-Lessing: Les progres de la petro- 
graphie en Russie. — Literatur-Übersicht der Oberpenn- 
Ablagerungen des Europäischen Rußlands aus den 
Jahron 1910—1919. 

— Annales de l’lnstitut de 1 Platine et des aut res metaux 
precieux. 

— Academie des seienccs de Russie. 

Bulletin. — Kurzer Führer durch das Geologische und 
Mineralogische Museum der Russischen Akademie der 
Wissenschaften. II. Geologische Abteilung. — Tra- 
vaux du Musee Geologiquc et Mineralogique Pierre- 
le-Grand pres rAoadeinie des Sciences de Russie. — 
Tätigkeitsbericht über die Arbeiten der Russischen Aka 
demie der Wissenschaften auf dem Gebiet der Xatur- 
kräfte Rußlands. 

— Societe paleontologique de Russie. 

Memoires. — Annuaire. 

Vladivostok Geologieal Committee of the Russian far East. 
Records. 

Asien. 

Jap a n. 

Sendai The Science reports of the Töhoku Imperial Uni- 
versity. Second series (Geologv). — Third series 
(Petrologv, Mineraloge*, Mineral deposits — später 
Economic Geologv). 


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211 


Tokyo National Research Council of Japan. 

Japanese Journal of Geology and Geography. Trans¬ 
actions and abstracts. 

Japanese Journal of Astronomy aiul Geophysics. Trans¬ 
actions and abstracts. 

— Imperial Earthquake investigation Committee. 
Seismological notes. — Bulletin. 

— Imperial University of Tokyo. 

The Journal of the College of Science. — Calendar. 

— Imperial Geological Survey of Japan. 

Bulletin. — Industrial Mineral Survey report. — 
Report. 

Indien. 

Calcutta Geological Survey of India. 

Records. — Memoirs. — Palaoontologia Indien. 

N i e d e r l ä n d i s c h -1 n d i e n. 

Weltevreden und ’sGravenhagen Jaarhoek van hot mijn 
wezen in Nederlandsch-Oost-Indie. 

Afrika. 

S ü d - A f r i k a. 

Johannesburg Annals of the South African Museum. 
Pietoria Union of South Africa geological Survey. 

Memoirs. 

Anstralien. 

Melbourne Proceedings of the Royal Society of Victoria. 
Sydney Geological Survey of New South Wales. 

Records. — Memoirs. — Bulletin. — Mineral resources. 

Amerika. 

Canad a. 

Halifax The proceedings and transactions of the Nova 
Scotian Institute of Science, Halifax, Nova Scotia. 
Ottawa Prooeedings and transactions of the Royal Society 
of Canada. 


Vereinigte Staaten von Nordame r i ka. 
Baltimore Maryland Geological-Survev. 

General Reports. — Reports on the physikal features 
of the Counties. — Reports dealing with the systematie 
geology and paleontology of Maryland. 

14* 


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212 


Boston Boston Society of Natural History. 

Proeeedings. — Memoirs. — Occasional papers. 

Chicago Field Museum of Natural History. Publications. 

— The John Crerar Library. Annual reports. 

Harrisburg Pennsylvania Geological Survey. Bulletin, fourtli 

seriös. 

Houghton Year book of thc Michigan College of mines. 
Lawrence Science Bulletin of the Univcrsity of Kansas. 
Madison Transactions of the Wisconsin Academy of Scien¬ 
ces, arts and letters. 

— Bulletin of the Wisconsin geological and natural 
history Survey. 

New Haven The American Journal of Science. 

New York Papers of the Michigan academv of Science, 
arts and letters. 

— The American Museum of Natural History. Bulletin. — 
Memoirs. 

— Annals of the Ne* Y »H' Academy of Sciences. 

— Bulletin of the Geological Society of America. 
Philadelphia The Academy of Natural Sciences of Phila¬ 
delphia. Proeeedings. — Annual reports, fortgesetzt 
als Year Book. — Special publications. 

San Francisco California Academy of Sciences. Proeeedings, 
fourtli series. — Occasional papers. 

Springfickl Geological Survey of Ohio. Bulletin. 
Washington Annual reports of the board of regents of 
the Smithsonian Institution. 

— Report on the progross and condition of the United 
States National Museum. 

— Smithsonian miscellaneous eollections. 

— United States Geological Survey. 

Annual roport. of the Director to the Secretary of the 
Inferior. — Mineral Resources of the United States. — 
Bulletin. — Professional papers. — Water supply papers. 

M exic o. 

Mexico Instituto geologico de Mexico. 

Bolctin. — Anales. 

A r g e n t i n i e n. 

Buenos Aires Anales del Museo nacional de Historia 
natural de Buenos Aires. 

Cordoba Academia nacional de Ciencias en Cordoba (Repü- 
blica Argentina). 

Boletin. — Miscelanea. 


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213 

La Plato Boletin de la Direcciön general de Estadistica 
de la pnovincia de Buenos Aires. 

— Kevista del Museo de La Plata. 

Brasilien. 

Rio de Janeiro Boletin do Museu nacional do Rio de 
Janeiro. 

— Monographias do Servigo Geologico e Mineralogico do 
Brasil. 

Säo Paulo Revisto do Museu Paulista. 


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Deutsche Geologische Gesellschaft 

März 1925. 


Vorstand 


Vorsitzender: 
Stellvertr. Vorsitzende j 

Schriftführer « 

Schatzmeister 

Archivar 


Herr Kruse h, 

,, Pomp ec kj. 

„ B r o i 1 i. 

,, B ä r 11 i n g. 

„ S o 1 g e r. 

„ M e s t w e r d t. 
„ Rimann. 

„ Picar d. 

,, Dienst. 


Beirat 

Die Herren: Andree-Königsberg i. Pr., Buxtor[-Basel. 
CIoos-Breslau, Erdmannsdörffer-Hannover, Faura i 
Sa ns-Barcelona, Fliegei-Berlin, Petrascheck-Lcoben, 
Schumann-Grube Jlse (N.-L.), Wegner-Münster. 


Verzeichnis der Mitglieder*). 

Die beigedruckten Zahlen geben das Jahr der Aufnahme an. 

A. Ehrenmitglieder. 

Boy schlag, F., Di., Prof., Geh. OBR., Präs. d. Preuß. 
Geol. L.-A. a. D., 1883. Berlin SW 29, Belle-Alliance- 
Straß(‘ 38. 

Br an ca, W., Dr., Prof., Geh. BR., 1876. München, 

Kurfürstenplatz 8 III. 

*) Abkürzungen der Amtsbezeichnungen und Titel: Ass. 
Assistent, Bergass. Bergassessor, Bergw. Dir. Bergwerksdirektor. 
Bez. Geol. Bezirksgeologe, BR. Bergrat, Geh. BR. Geheimer 
Bergrat, Geh. OBR. Geheimer Oberbergrat, Geol. Geologe, L. Geol. 

Landesgeologe, Marksch. konzessionierter Markscheider, OBR. 
Oberbergrat, Pd. Privatdozent, Prof. Professor, Reg. Geol. 

Regierungsgeologe, Reg. R. Regierungsrat, Sekt. Geol. - Sektions¬ 
geologe, StR. Studienrat. 


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215 


Bücking“, H., Dr., Prof., Geh. BR., 1873. Heidelberg, 
Ziegelhäuser Landstr. 39. 

Heim, A., Dr., Prof., 1870. Hottingen-Zürich 7, Hofstr. 100. 

Jentzsch, A., Dr., Prof., Geh. BR.., L. Geol. a. D., 1872. 
Gießen, Frankfurter Str. 34. 

Ivavser, Ernanuel, Dr., Prof., Geh. RR., 1867. München, 
Giselastr. 29. 

Tietze, E., Dr., OBR., Hofrat, Dir. d. Geol. Reichsanstalt 
i. R.. 1868. Wien III 2, Rasumoffskygasse 23. 

B. Ordentliche Mitglieder. 

Aachen, Aktien-Gcsoll schaft für Bergbau, Blei- und Zink - 
jabrikation zu Stolbcrg und in Westfalen , 1914. 

Aachen, Geol. Sammlung d. Terhn. Hochschule, 1907. 

Aarnio, B., Dr., Dozent, 1922. Helsingfors, Boulcvard- 
gatan 30. 

Abels, J.. Dr., 1919. Freiburg i. Br., Maria-Theresia-Str. 0. 

A c h e nbach. L., Bergw. Dir., 1922. Wellinghofen bei 
Hörde (Westf.). 

Ähre ns, H., Dr., Geol., 1920. Berlin W10, Genthiner Str. 5. 

Ähre ns, W.. Dr., Geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

A11 i s a t, W., Markseh., 1920. Mülheim (Ruhr), Uh landstr. 58. 

Altenessen , Köln-Neue s sen er Bergwerk sver ein, 1920. 

Althoff. W., Fabrikant, 1920. Bielefeld, Weither Str. 30. 

And ree, J., Dr., Pd.. 1922. Münster i. W„ Kampstr. 2III. 

A n d r e e , K., Dr., Prof., 1902. Königsberg i. Pr., Brahms¬ 
straße 19 Ir. 

An ge n ent, I\, Dipl.-Berging., Bergw. Dir., 1920. Neu¬ 
staßfurt. 

Anholt (Westf ) y Fürstlich Salm-Salm’sehe Qeneralverwal- 
tungy 1914. 

Arano wski, K., Lehrer, 1923. Berlin W 30, Frankenstr. 2. 

Arlt, H., Dr., BR., 1911. Bonn, Joachimstr. 4. 

Arndt, II., Dr., Reg. Geol., 1909. München NO II, Prome- 
nadestr. 15. 

Ascherslehen, Kaliwerke Asrherslchim A.-G ., 1920. 

Aßmann, P., Dr., BR., Bcz. Geol., 1907. Berlin X 1, In¬ 
validenstr. 44. 

Athen, Geologisches Amt von Griechenland , 1922. Mi¬ 

nisterium der nationalen Ökonomie. 

Au lieh, Dr., Prof., 1907. Duisburg, Prinz- Albrccht-Str. 33. 

Aus dem Bruch, W., Markseh., 1920. Buer-Erle (Westf.), 
Auguststr. 33. 


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216 

E a e c h t i g e r, A., Bergw. Dir., 1920. Wittmar (Kreis 
Wolfenbüttel). 

Bähr, M., Bergw.Dir., 1920. Grube Jlse (N.-L.). 

Baldermann, W., Marksch, 1919. Essen-Altenessen, 
Heßlerstr. 51. 

B a 1 d u s, P., BR., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Balken hol, J., StR., 1914. Witten (Ruhr), Ruhrstr. 51. 

B ae 1 z, W., OBR. a. D, 1914. Herne (Westf.), Grenzweg 106. 

Bamberg, P., Fabrikbesitzer, 1902. Berlin-Wannsee, 
Kleine Seestr. 12. 

B a r k i n g, H., Dipl.-Ing., 1920. Hamborn (Rhld.), Hufstr. 16. 

Barrois, Ch., Dr., Prof., 1877. Lille, 41 rue Pascal. 

Barsch, O., Dr., BR., Bez. Geol., 1908. Berlin N 4, In- 
validenstr. 44. 

Bartling, R., Dr., Prof., BR., Bez. Geol., 1904. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Baum, F., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Duisburg, Wilhelms¬ 
hohe 6. 

Baumgärtel, B., Dr., Prof., 1910. Clausthal (Harz) 135. 

Baum haue r, H., Dr., Prof., 1879. Freiburg (Schweiz). 

Beck, G., Dr., Geol., 1920. Hannover, Königstr. 49. 

Becker, A., Oberschullehrer, 1912. Staßfurt, Heck- 
linger Str. 21. 

Becker, H., 1922. Leipzig, Emilienstr. 16. 

Becker, H. C., Dr., 1922. Frankfurt a. M., Myliusstr. 49. 

Beckerling, W., Marksch., 1920. Massen, Bez. Dort¬ 
mund, Hellweg 40. 

Bederke, E., Dr., Pd., 1920. Breslau, Schuhbrücke38/39. 

Behlen, H., Forstmeister, 1908. Weilburg (Lahn). 

Behr, J., Dr., Pn>f„ L. Geol., 1901. Berlin N 4, In¬ 
validenstr. 44. 

B ehrend, F., Dr., Geol., 1913. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Behrendt, P., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Hannover, 
Landschaftsstr. 6. 

Beil, A., Frau, 1924. Königsberg i. Pr., Augustastr. 131. 

Beil, C., Bergw. Dir., 1920. Cassel, Landaustr. 2. 

Belowsky, M., Dr., Prof., Kustos, 1896. BerlinN4, In¬ 
validenstr. 43. 

B e n t z , A., Dr., Geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Berg, A., Dr., StR., 1922. Sondershausen, Güntherstr. 31. 

Berg, G., Dr., Prof., BR, Bez. Geol, 1903. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Bergmann, W, Dr.-Ing. h. c, Hüttendirektor, 1904. 
Groll-Ilsede bei Peine. 


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217 


Bergt, W., Dr., Prof., 1894. Leipzig-Eutritzsch, Delitzscher 
Straße 121. 

Berlin, A.-G. f. Anilinfabrikation, 1922. SW36. 

Berlin-Charlottenburg , Akademischer Verein „Schlägel und 
Eisen, 1925. Technische Hochschule, Abt. f. Bergbau. 

Berlin-Charlottenburg, Berg - und Hüttenmännischer Ver¬ 
ein, 1925. Englische Str. 16. 

Berlin, Julius Brr y er, Tiefbau-Aktiengesellschaft. 1922. W 35, 
Potsdamer Str. 121 b. 

Berlin , Bibliothek der Technischen Hochschule, 1909. 

Berlin, Verlagsbuchhandlung Gebrüder Born träger, 1923. 
W 35, Schöneberger Ufer 12 a. 

Berlin, Deutsche Erdöl-Akt.-Ges.. 1922. B.-Sehönebcrg, Mar¬ 
tin Lulherstr. 61-66. 

Berlin, Generaldireklion der Braunkohlen- und Brikett- 
Industrie A.-G., 1920. W8, Mohrenstr. 10. 

Berlin , Geologisch-mineralogisches Institut der Landwirt- 
schaftl. Hochschule , 1913. N4, Invalidenstr. 42. 

Berlin , Geolog.-Paläontologisclies Institut u. Museum der 
Universität, 1911. N 4, Invalidenstr. 43. 

Berlin , Handbibliothek des Geologischen Landesmnseums , 
1912. N 4, Invalidenstr. 44. 

Berlin , Hauptverwaltung der Niederlausitzer Kohlenwerke, 
1922. W 9, Potsdamer Str. 127/128. 

Berlin, Ilohmaterialicn-Verwertungsgescllschaft Wcndt d 
Co., 1921. NW 7, Unter den Linden 50/51. 

Berlin, Stickstoff Syndikat, 1921. NW 7, Neustädtische Kirch- 
straße 9. 

Berlin, Technische Hochschule, Abt. f. Bergbau, Geolo¬ 
gisches Institut, 1913. 

Berlin, Verein der deutschen Kaliin tcrcsscnlen, 1914. 
SW 11, Anhaltstr. 7. 

Bernau er, F., Dr., Pd., 1921. Charlottenburg, Teehn. 
Hochschule. 

Bertram, H., Oberbaurat, 1924. Danzig, Fahrenheidstr.4. 

Beschoren, B., cand.geol.,1921. Berlin N4,Invalidenstr.43. 

Beurlen, K., Dr., 1922. Tübingen, Steinlachstr.5. 

Beuthen (O.S.), Schlesag (Neue Viktoria-Grube), 1922. 

Beuthen (O. S.), Stephan, Fröhlich d Klüpfel, Abt. Bergbau, 
1920. 

Bielefeld, Städtisches Museum, 1920. 

B i e r e y e , Prof., 1907. Erfurt, Schillerstr. 31. 

Biese, W., stud. geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 43. 


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218 


Bilharz, A., Baurat, 1922. Baden-Baden-Lichtental, 
Maximilianstr. 110. 

Birnbaum, H., Marksch. u. Landmesser, 1920. Ratibor, 
Niederwallstr. 24. 

v. Bismarck, Landrat, 1898. Külz (Kreis Naugard). 

Bitter/eitler Louisengrube, 1922. Zscherndorf, Post Sanders- 
dorf, Kr. Bitterfeld. 

B1 a n c k e n h o r n, M., Dr., Prof., 1881. Marburg (Hessen). 
Barfüßertor 25. 

Blau, M., Bergw. Dir., 1921. Waldalgesheim b. Bingerbrück. 
Blocker, H., 1922. Hamburg 33, Preehtsweg 23. 

B1 ü m e l, E., Prof., 1920. Aachen, Technische Hochschule. 
Bochum , Deutscher Markscheider‘Verein, 1912. Kanalstr. 21. 
Bochum , Steinkohlenbergwerke Becker, A.-G. , 1924. 

Bock, O., cand. rer. nat., 1924. Danzig, Petershagen 1-2. 
Bode, A., Dr., Prof., 1902. Clausthal (Harz), Bergakademie. 
Boden, K., Dr., Prof., 1907. München, Neuhauser Str. 51. 
Bohde, G., Direktor, 1920. Essen-Bredeney, Bredeneyer 
Straße 19. 

Böhm, A., Dr., Prof., 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 
Böhm, J., Dr., Prof., 1881. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 
Bonn , Geologisch - Paläontolo gische s Institut und Museum 
der Universität, 1907. Nullallee 2. 

Bonn , Preußisches Oberbergamt, 1920. Konviktstr. 2. 
Bonnema, I. H.. Dr., Prof.. 1920. Groningen (Holland), 
Hermann Collen iusstraat 12. 

Borgstätte, ()., Dr., Vermessungsrat, 1920. Dessau. 
Goothestr. 16. 

Born, A., Dr., Prof., 1911. Frankfurt a. M.. ßeuterweg 70. 
Bor n h a r d t, Dr.-Ing. h. c., Berg hauptmann, 1894. 

Clausthal (Harz). 

Borlh (Post Büderich), Kreis Mors , Deutsche Solragiverke 
Aldien-GeSeilschaft t Abteilung Borth, 1910. 

Botho, \V., StR., 1924. Bad Salzuflen, Sehiellhofstraße. 
B o t z o n g , C., Dr., 1907. Heidelberg-Handschuhsheim, 
Bergstr. 107. 

B r a d l e r , E., Lyzeallehrer, 1920. Erfurt, Blumenstr. 5. 
Brand, W., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Lintfort (Kreis 
Mors), Friedrich-Heinrich-Allee 70. 

Brauch, W., Dr., 1924. Basel, Holbeinstr. 71. 

Bräu hause r, M., I)r., Prot'., Vorstand der Württemberg. 
Geol. Landesaufnahme, 1920. Stuttgart, Landhaus¬ 
straße 88III. 

v. Braunmühl, H., Dipl.-Ing., 1924. Neuroöe (Scliles.). 


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219 

Braun schwcU), Braunschweigisches Lande sh erg amt, 1914. 

B r e d cl i n , H., Dr., Geol., 1922. Berlin X 4, Invalidcnstr. 44. 
Bredenbruch, M., Bergw. Dir., 1920. Hannover, 
Scharnhorststr. 15. 

Breslau , Gewerkschaft Erelinensglüek, 1922. Gartenstr. 47. 
Breslau , Geologisches Institut der Universität , 1910. 
Breslau , Preußisches Oberbergamt . 1921. Breslau IS. 
Breslau , J. Schlutiussehe HauptbergvcrwaUung . 1914. 

Kaiser-Wilhelm-Str. 194 a. 

Bretz, 0., Dr., Bergass., 1920. Dortmund, Kuhstr. 36 H. 
B r i 11, R., Dr., 1922. Freiburg i. Br., Eisen bah ns tr., Badische 
Geol. Landesanstalt. 


Brink m an n. 

H., 

Marksch., 

1920. 

Essen-Dellwig, 

Paus- 

mühlenstr. 6. 






Brinkm a n n , 

R., 

Dr., Pd., 

1920. 

Göttingen, ( 

U'Olog. 


Institut der Universität. 

Brinkmeier, G., Dr., 1921. Göttingen, Herzberger 
Landstr. 108. 

Brockmeiev, II., Dr., Prof., Museumsleiter, 1920. 
München-Gladbach, Vitusstr. 50. 

Broili, F., Dr., Prof., 1899. München. Neuhauser Str.51. 

Brouwer, H. A., Dr., Prof., 1921. Rijswijk (Z. H.), 
OranjeLaan 87. 

Brück, Berg- u. Vermessungsi at, 1917. Dortmund,Leipziger 
Straße 16. 

B r u li n s , W., Dr., Prof., 1888. Clausthal (Harz), Berg¬ 
akademie. 

Brune, A., Marksch., 1921. Lünen (Wostf.), Gahmer 
Straße 177 d. 

Brünn, Mineralog.-Geolog. Institut der Tschechischen Techn . 
Hochschule. , 1916. 

v. Bubnoff, S., Dr., Pd., 1909. Breslau, Schuhbrücke 38. 

Budapest , Ungarisches Nationalmuseum . Mineralogische 
Abteilung, 1912. Budapest XVIII, Magyar Nemzeti 
Museum. 

v. B ü 1 o w - T r u m m e r , E. U., Dr., Pd., 1916. Berlin- 
Charlottenburg, Harden!>ergstr. 43. 

v. B ii 1 o w, K., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invalidcnstr. 44. 

Buri, Th., Dr., Prof., 1917. Heidelberg, Erwin-Rhode-Str.22. 

Bur re, O., Dr., Geol., 1910. Berlin N 4, Invalidcnstr. 44. 

Buschendorf, F., cand. ing., 1921. Clausthal (Harz), 
Sägemül lerstr. 519. 

Busz, C. E., Dr.. 1920. Bonn a. Rh., Königstr. 21. 


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220 


B u s z, K., I)r., Prof., Geh. BR., 1904. Münster i. W., 
Heerdestr. 16. 

Buxtorf, A., Dr., Prof., 1907. Basel. Grenzacher Str.94. 

Cab ölet, P., Bergass., 1920. Bochum 5, Herner Str. 295. 

Cassel, Bergbaulicher Verein Cassel , 1922. Wilhelmallee 7. 

Chemnitz, Naturwissenschaftliche Sammlung . Städtisches 
Museum, 1922. 

Chowings, Ch., Dr., 1896. Alverstoke, Gien Osmond 
(South Australia). 

Christa, E., Dr., 1921. Würzburg, Hindenburgstr. 33. 

Chu, Chia-hua, Dr., 1920. 

Cissarz, A., Dr., 1920. Aachen, Min. Inst. d. Teehn. 
Hoehsch., Maltheserstraße. 

Claus, Markscheidereivorsteher, 1922. Grube Jlse (N.-L.). 

Clausthal, Preußisches Oberbergamt , 1869. 

Cloos, H., Dr., Prof., 1909. Breslau, Schuhbrücke 38. 

C 1 u t e - S i m o n , E., Marksch., 1920. Vacha (Rhön). 

Correns, C., Dr., Geol., Pd., 1919. Berlin N 4. Invaliden¬ 
straße 44. 

Cöthen (Arth.), Grube Leopold, Akt.-des.. 1914. Heinrichstr. 1. 

Cöthen (Anh.), Verein Anhaitischer Braunkohlemcerke, 
1922. Heinrichstr. 11. 

Cr am er, R.. Dr., BR., Bez. Geol., 1906. Berlin X 4, In- 
validenstr. 44. 

Credner, R. W., Dr., 1920. Kiel, Caprivistr. 13. 

Cronacher, R., Dr., Dipl.-Ing., 1908. Berlin-Borsigwalde, 
Wittestr. 32. 

Cronjaeger, H., Marksch., 1922. Halle a. S., Beyschlag- 
straße 28. 

C u s t o d i s , F., Prokurist, 1922. Saalfeld, Saale, Hannostr. 75. 

C zygan, K., StR., 1920. Leipzig-R., Möbiusstr. 13. 

D a h 1 g r ü n, F., Dr., Geol., 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Daine lli, G., Dr.. Prof., 1925. Florenz, Geol. Inst. d. 
Univ.. Via Lanuirmora 4. 

Dämmer, B., Dr., Prof., LGeol., 1902. Berlin N 4, Inva- 
lidenstr. 44. 

Dannenberg, A., Dr., Prof., 1894. Aachen, Teehn. 
Hochschule. 

Dant z, C., Dr.. Bergw. Dir. a. D., 1892. Berlin-Grune- 
• wähl, Höhmannstr. 17. 

Danzig-Lang fuhr, Mineralogisch Geologisches Institut der 
Technischen Hochschule, 1924. 

Darmstadt, Hessische Obere Bergbehörde, 1920. 


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221 


Dax, C., Bergw. Repräsentant, 1920. Siegen (Westf.), Feld- 
straße 14. 

Decker, F., Marksch., 1920. Dortmund, Märkische Str.92. 

De ecke. W„ Dr., Prof;, Geh. Hof rat, 1885. Freiburg i. Br., 
Envinsti*. 31. 

Deitert, A., Marksch., 1920. Gelsenkirchcn III, Holland¬ 
straße 53. 

Delkeskamp, R., Dr., 1905. Berlin-Wannsee, König¬ 
straße 68 c. 

Denner, J., Dr., Geol., 1923. Herdorf (Rhld.), Friedrich- 
Straße 31. 

Dette. K., cand. phil., 1923. Göthen (Anh.), Baasdorfer 
Straße 37. 

de V r i e s , J., Bergw. Dir., 1922. Grube Jlse (N.-L.). 

D e w e r s, F., Dr., StR., 1922. Bremen, Bismarckstr. 28. 

Diene mann, Dr., Geol., 1913. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Dienst, P., Dr., Prof., Kustos, 1904. Berlin N 4, Invaliden¬ 
straße 44. 

Dietrich, W., Dr., Ass., 1911. Berlin N 4, InvalidensK 43. 

Dietz, C., Generaldirektor, 1908. Hannover, Landschafts¬ 
straße 81. 

Dietz, C., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4‘, Invalidenstr. 44. 

Dittmann, K. E., Dr., Dipl.-Ing., 1911. Berlin-Wilmers 
dorf, Augustastr. 651. 

Dobbelstein, K., Erster BR., 1920. Bochum, Graf- 
Engelbert-Str. 37. 

D ö h 1, H., Bergbaubefl., 1922. Berlin W 66, Leipziger Str. 4. 

Dorn, C., Dr., Bezirkstierarzt, 1916. Kulmbach. 

Dorn, P., Dr., Ass., 1923. Erlangen, GeoL Inst. d. Univ. 

Dorpat , Geologisches Institut der Universität , 1922. Aia 
tän 38 a. 

Dortmund , Deutsch-Luxemburgische Bergwerks- und Hütten- 
Aktiengesellschajt f Dortmunder Union , 1922. 

Dortmund , Eisen - und Stahlwerk Uoesch , Akt.-Ges., 1922. 

Dortmund , Naturwissenschaf tl. Verein , 1913. Viktoria 

Straße 25. 

Dortmund , Preußisches Oberbergamt, 1920. 

Dortmund , Stadtbibliothek , 1920. 

Dreher, O., Dr., Geol., 1922. Haag, Carel van Bylandt- 
laan 30. 

Dresden , Bergwitzer Braunkohlenwerke, Akt.-Ges., 1914. 
Johann-Georgen-Allee 251. 


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222 


Dresden-A., Direktion des Mineraloy.-Geolog. Museums 
nebst der Vrähistor. Sammlung , 1921. Zwinger. 

Dresden-A„ Direktion der staatL Braunkohlemoerke , 1920. 
OstraaLleu lob. 

Dufour, J.. eand. geol., 1924. Gießen, Stephanstr. 6. 

Düsseldorf , Verein deutscher Kiscnhüttenleutc , 190G. Luden- 
dorffstr. 27. 

Dultz, A., Verlag und Antiquariat, 1923. München, Land- 
wehrstr. G. 

1) y h r e n f u r t h . G., Di*., Prof., 1908. Salzburg 2. An der 
Plainbrücke. 

E b e 1 i n g, BR., 1894. Hannover, Hindenburgstr. 42. 

Ebcrt, A., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Edelmann. F., I)ipl.-Ing., 1923. Freiberg i. Sn. 

Edelmann, J., Dipl.-Berging. u. Marksch., Berginspektor, 
1920. Smarzowitz, Kr. Pleß, Heinrichsfreudegrube. 

Eder, W., Dr., Ass., 1923. München, Neuhauser Str. 51. 

Eggert, H., Markseh., 1920. Duisburg-Meiderich, Enge 
Straße 2. 

E i c k e 1 b e r g , C\, Bergw. Dir., 1920. Haus Rünthe, Kr. 
Hamm. 

E i e k e 1 b erg, R., Markseh., 1920. Oberhausen (Rhld.), 
Am Grafenbusch 8. 

Eisenach, H., Dr., 1923. Giessen. Liebigstr. 37 I. 

Eisenreich, Dr., Prof., StR., 1922. Kattowitz (O.-S.). 
Koehanowskiego 4. 

Eiserfcld-Sieq, Gewerkschaft Alte Dreisbach . 1914. 

Eisfelder, G., Erster BR., 1920. Kottbus, Kaiser- 
Friedrich-Str. 27. 

Eisieh cn , Mansfeld , Akt.-Ges. für Bergbau und Hütten - 
betrieb , 1914. 

Eitel, IV., Dr., Prof., 1922. Königsberg i. Pr., Steindamm 6. 

Elberfeld , H. L. Dienst <f Sohn, A.-G. } 1922. 

Emerson, B., Prof., 1868. Amhurst (Muss.), N-A., 
Amherst and Smith Colleges. 

E n k e , A., Dr., Kommerzienrat, 1913. Stuttgart, Hasen¬ 
bergsteige 3. 

Erb, L., Dr., 1921. Freiburg i. Br., Eisenbahnstr. 62a. 

Erdmannsdörffer, O. H., Dr., Prof., 1900. Han¬ 
nover, Techn. Hochschule. 

Er dm enger. J., Dipl.-Berging., Lehrer an* der Berg¬ 
schule, 1921. Hamborn, Moltkestr. 36. 


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223 


Erlangen , Bayerische Universitätsbibliothek, 1920. 

Ermisch, K., Dipl.-Ing., Bergw. Dir., 1908. Wansleben 
(Bez. Halle a. S.). 

Ernst, Gertrud, Lehrerin, 1923. Liegnitz, Neue Gold¬ 
berger Str. 54. 

Ernst, W., Dr., wissensch. Hilfsarbeiter, 1920. Hamburg5, 
Lübecker Tor 22. 

Errulat, F. W., Dr., Ass., 1922. Königsberg i. Pr., 
Hintertragheim 59 a. 

Essen, Bergschul verein , 1914. Gutenbergstr. 47. 

Essen , Bibliothek des Vereins für die bergbaulichen In¬ 
teressen , 1907. 

Essen , Friedrich A \rupp, Akt.-Ges., 1920. Gußstahlfabrik/ 
Werksbüeherei, Postfach 278. 

Essen, Geologische Gesellschaft für den Rheinisch-West¬ 
fälischen Industriebezirk, Ortsgruppe Essen, 1920. Kur- 
fürstenstr. 41. 

Euling, K., Dr., Bergass. a. I)., Generaldirektor, 1920. 
Borsigwerk (O.-S.). 

Fabian, B.. Rektor, 1922. Heiligenhafeil (Holstein). 

Falke. W., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Oberhausen 
(Rhld.), Bismarckstr. 31. 

Faura i Sans, M., Dr., Prof., 1920. Barcelona, ealle 
Valencia 234 pral. 1 a. 

Fedorowsky, N. M., Prof., 1922. Berlin W 15, Lictzen- 
burger Str. 11. 

Feld, G., Dr., 1920. Obermarsberg, Stadtberger Hütte. 

Fick, A., Marksch. und Landmesser, 1920. Weidenau 
(Sieg), Wiesenstr. 3. 

Fiegler, L., Marksch. und Landmesser, 1921. Zalenze 
(O.-S.), Moltkestr. 98. 

Finckh, L., Dr., Prof., L. Geol., 1900. Berlin N 4, Inva 
lidenstr. 44. 

Finze, W., BR., 1920. Kassel, Auguste-Viktoria-Str. 7II. 

Fischer, A.E., cand. geol., 1923. München, Türkenstr. 11. 

Fischer, B., Berg- und Vermessungsrat, 1920. Halle 
a. S., Kronprinzenstr. 45. 

Fischer, Fr., Bergw. Dir., 1922. Grube Jlse (N.-L.). 

Fischer, G., Dr., Ass., 1923. München, Bothmerstr. 12. 

Fischer, J., Dr., Pater, 1920. Winterthur (Schweiz), 
kath. Pfarrhaus. 

F len der, E., Marksch., 1920. Hervest-Dorsten, Halterner 
Straße. 


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224 


Fliegei, G., Di\, Prof., Abteilungsdirektor, 1898. Berlin- 
Lankwitz, Brucliwitzstr. 81. 

Foehr, K., Dr., Prof., Direktor, 1920. Göthen (Anhalt), 
Leopoldstr. 68. 

Förster, H., Dr., StR., 1920. Groß-Strehlitz (O.-S.), 
Lublinitzer Straße. 

Förster, H., Dr., 1921. Kamenz i. Sa., Friedrichstr. 61. 

Franke, A., StR. a. D., 1910. Dortmund, Junggeselien- 
straße 18. 

Franke, G., Prof., Geh. BR., 1894, Berlin-Halensee, 
Auguste-Viktoria-Str. 7. 

Frankfurt a. M., Chcm. Fabrik Griesheim-Elektron, 1922. 

Frankfurt a. M., Geol.-paläontol. Institut der Universität , 
1918. 

Frebold, G., Dr., Pd., Ass., 1919. Hannover, Mineral. In¬ 
stitut d. Technischen Hochschule. 

Freitag, H., Bergverwalter, 1923. Gießen, Leihgeetem- 
weg 42. 

Fremdling, (\, Berg- und Vermessungsrat, 1910. Dort¬ 
mund. Knappenberger Str. 108. 

Frentzel, A., Dr.-Ing., Dipl.-Ing., 1906. Berlin NW 87, 
Jagowstr. 43. 

Freudenberg, W., Dr., Prof., Kustos, 1907. Heidelberg, 
Bergstr. 117. 

Freudenreich, Reg.-Baumeister, 1924. Danzig-Lang¬ 
fuhr, Brunshof weg 1. 

v. Freyberg, B., Dr., Pd., 1919. Halle a. S., Domstr.ö. 

Freystedt, Landesbaurat, 1908. Liegnitz, Haagstr. 10. 

F r i c k e , G., Marksch., 1920. Gerthe (Kr. Bochum), 
Zechenstr. 2. 

Fr icke, K., Marksch., 1920. Waldenburg (Schl.), Fürsten¬ 
steiner Str. 19. 

F r i c k e, M., Oberlehrer, Kustos, 1923. Zwickau i. Sa., 
Stiftstr. 3. 

Fromme, E., Bergass., 1920. Kamen, Kreis Hamm. 

Früh, G., Reg.-Baumeister, 1922. Goslar, Kotherstr.il. 

Fuchs, A., Dr., Prof., BR., Bez.Geol., 1902. BerlinN4, 
Invalidenstr. 44. 

Fulda, E., Dr., BR., 1911. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Funke, H., Dr., Bergwerksl>esitzer, 1920. Berlin-Grune- 
wald, Siemensstr. 30. 

Gäbert, C., Dr., Geol., 1907. Naumburg a. S., Kösener 
Str. 18 e. 


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225 

Gagel. <\. Dr., Prof.. Geh. BR., Abteilungsdirektor, 1890. 
Berlin X 4, Jnvalidenstr. 44. 

Gams, H., Dr., 1923. Biologische Station Mooslachen, 
Wasserburg a. Bodensee (Bayern). 

Gansscn, K., Dr., Prof., Abt.-Dir., 1920. Berlin N 4. 
In\ alidenstr. 44. 

Gärtner, Dr., Bergdir., 1904. Mölke bei Ludwigsdorf 
(Kreis Neurode). 

Gassen h u ber, J., Gruben Vermessungsingenieur, Dipl.- 
Ing., 1920. Zweibrücken (Rhpflz.), Blüeherstr. 24. 

Gebhardt, W., Bergdir.. 1920. Borna (Bez. Leipzig), 
Lobstädter Str. 31. 

Gelires, O., Generaldirektor, 1920. Hannover, Beme- 
roder Str. 39 a. 

G e i p e 1. B., Marksch., 1920. Altenbochum, Gustavstr. 14. 

Gelsenkirchen, Bergwerks-Akt.‘Ges. ConsoUdation, 1914. 

Gerke, Berginspekfcor, Dipl.-Ing., 1921. Juliusschacht, 
Post Waldenburg (Schles.). 

Gerl ach, F., Dr.-Ing., Prof., Geh. Baurat, 1922. Berlin- 
Schöneberg, Hauptstr. 163. 

Gerth, H., Dr., Prof., 1907. Leiden (Niederlande), Botter- 
maht 14. 

Geyer, D., Dr. h. c., Mittelschullehrer, 1920. Stuttgart, 
Silbe rburgstr. 165II. 

Giebel er, W., 1914. Siegen (Westf.), Heeserstr. 2-4. 

Giers, R.. Dr., StR., 1921. Hamm (Westf.), Hohestr.80b. 

Gießen , Geol. Institut der Universität, 1923. 

Ginsburg, I., Geol., 1923. Berlin-Wilmersdorf, Kaiser¬ 
allee 172II. 

Glaeßner, R., Dr., 1920. Halle a. S., Ladenbergstr. 5111. 

Gleiu'itz , Gräflich von Balle st rem sehe Güterdirektion , 1914. 
Markgrafenstr. 17. 

Gleiwitz , Ober schlesische Eisenindustrie , Akt.-Ges. für 
Bergbau und Hüttenbetrieb, 1914. 

Goebel, F., Dr., 1920. Witten (Ruhr), Ruhrstr.il. 

Gocbeler, F., Marksch., 1920. SaarbrückenI, Colerstr. 2. 

Göhr, F., Prof., StR., 1924. Glatz, Cartenstr. 25. 

G ö 1 d n e r, Konrektor, 1923. Liegnitz, Wörthstr. 1. 

G ö p f e r t, G., Dipl.-Berging., Marksch., 1921. Kostuchna, 
Boerschächte. 

G ö r g e s , J., Bankprokurist, 1920. Kassel, Parkstr. 26. 

Görlitz, Magistrat , 1914. 

Z^tRchr. d. D. Geol. Ge». 1924. 15 


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226 


Gor nick, H., Dipl.-Ing., 1922. Charlottenburg, Luisen- 
platz 5 a. 

Gothan, W., Dr., Prof., Dozent, Kustos, 1907. BerlinN4, 
Invalidenstr. 44. 

Göttingen, Erda. Akt.-Ges. für angewandte Geophysik, 1923. 
Göttingen, Geol.-paläontol. Institut der Universität , 1905 
Gottschick, F., Forstmeister, 1923. Tübingen. 

Götz, K., Dr., Bergass., 1921. Berlin W 62, Maaßenstr. 7. 
Graf, E., Schriftsteller, 1911. Rutcsheim b. Leonberg, 
Württbg. 

Gräfe, H., Dipl.-Berging., Bcrgw. Dir., 1920. Diekholzen 
bei Hildesheim. 

Gr äff, L., Bergass. a. D., Bergw. Dir., 1920. Husen (Ldkr. 
Dortmund), Zeche Kurl. 

Gr ah mann. R., l)r., 1917. Leipzig, Talstr. 35. 
Gräßner. P. A., Geh. OReg. R., 1889. Berlin-Sehlaehten- 
see, Adalbertstr. 15. 

Graz, Geologisches Institut der Universität , 1913. 

Graz , Institut für Geologie und Mineralogie a. d. Tech¬ 
nischen Hochschule, 1924. 

Greif, 0.. I)r., 1907. Stuttgart, Rotenbergstr. 5II. 

G ripp , K., Dr., Pd., 1919. Hamburg, Lübecker Tor22. 
Grübler, Dr.-Ing. h. c., BR., 1894. Gießen, Alicestr. 4. 
Grube Ilse (N.-L.), Ilse Bergbau-Alct.-Ges., 1920. 
Grübler, E., Dipl.-Ing., 1920. Halle a. S., Schillerstr. 49 1. 
G rumbreclit, A., Bergass.. 1920. Plötz bei Löbejün. 

G r unde y, M., Oberlandmesser und Museumsleiter, 1921. 

Gleiwitz, Freundstraße. Oberschlesisches Museum. 
Gruncwald, H., StR., 1920. Bad Salzuflen, Kirchstr. 1. 
Grupe, O., Dr., Prof., BR., Bez.Geol., 1899. BerlinN4. 
Invalidenstr. 44. 

G und lach, K., Wissensch. Mitarbeiter am Zeißwerk, 
1923. Jena, Magdelstieg 20. 

Güntzel, R., Berging., 1924. Wurzbach (Rouß). 

G ü r i c h, G., Dr., Prof., 1891. Hamburg ft, Lübecker Tor 22. 
Haack, W., Dr., BR., Bez.Geol., 1908. BerlinN 4. In¬ 
validenstr.44. 

Haarmann, E., Dr., Prof., 1904. Berlin-Halensee. 
Küstrincr Str. 11. 

Haböck, J., 1922. München 2, NW, Zieblandstr. 12. 
Haddi ng, A., Dozent. 1921. Lund (Schweden), Universität. 
Hahn, Alex., 1886. Idar a. d. Nahe, Brunnengassel. 
Hahne, A., Stadtschulrat, 1913. Neutorney, Dunkerstr. 19. : 


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227 


K 

i 


Hähnel, O., Dr., Poetrat, 1909. Berlin-Lichterfelde, Jäger¬ 
straße 18 a. 

Haiek, A., Ingenieur, Direktor, 1920. Wien I, Kärtner- 
ring 15. 

Halle a. S.. Deutscher Braunkohlen-Industrie-Verein, 1920. 
Riebeckplatz 4. 

Halle a. S., Anhaltische Kohlenwerke , 1920. Prinzenstr. 16. 

Halle a. S., Landwirtschaftl. Institut der Universität, 1910. 
Ludwig-Wucherer-Str. 2. 

Halle a. S., Preußisches Oberber^amt , 1910. Friedriehstr. 13. 

Hallee a. SHugo Stinnes-Riebeck Mott tan- und Ölwerke, 
Akt.-Ges., 1920. Riebeckplatz 1. 

Halle a. S ., Werschen-Weißenfelser Braunkohlen-Akt.-Ges., 
1920. 

Haltern, W., Marksch., 1920. Wanne, Bismarckstr. 23. 

Hamacher, K., StR., 1924. Barmen, Seydlitzstr. 9. 

Hambloch, A., Dr.-Ing., Grubendirektor, 1906. Ander¬ 
nach a. Rh. 

Hamborn a. Rh., Gewerkschaft Friedrich Thyssen, 1915. 

H a in l e t, Beata, 1923. Hamburg 39, Baumkamp 14. 

Hamm (Westf.), Bergwerksgesellschaft Trier m. b. H., 1914. 

Hampel, W., Marksch., 1920. Klein-Gorschütz (Kreis 
Ratibor), Friedrichsschächte. 

Hannover , Alkaliwerke Ronnenberg, Akt.-Ges., 1914. Land¬ 
schaf tsstr. 6. 

Hannover, Bibliothek der Technischen Hochschule, 1922. 
Welfengarten 1. 

Hannover , Heldburg, Akt.-Ges. für Bergbau, bergbauliche 
und andere industrielle Erzeugnisse, 1920. Schillerstr. 23. 

Harbort, E., Dr., Prof., 1905. Zehlendorf-Mitte, Dall- 
witzstr. 47. 

H a r r a s s o w i t z, H. L. F., Dr., Prof., 1905. Gießen, 
Geologisches Institut. 

Hart e 1, F., Dr., Geol., 1922. Leipzig, Talstr. 35. 

Hart mann, E., Dr., 1923. Peißenberg (Oberbay.), 
Bergamt. 

II a s e b r i n k , A., Bergass., 1920. Duisburg, Manteuffel- 
straße 21. 

Haupt, O., Dr., Prof., Kustos, 1907. Darmstadt, Heerd- 
weg 71 H. 

Hecker, P., Dr., Bergass., 1920. Berlin-Wilmersdorf, 
Rüdesheimer Str. 4. 

15 * 


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226 


Heidelberg , Mineral.-Petrograph. Institut der Universität , 
1912. 

Heiland, K., Dr., 1923. Berlin-Lichterfelde*West, Man- 
teuffelstr. 11. 

II e i m , F., Dr., Geol., 1910. München, Gcorgenstr. 241. 

Heinersdorff, C., 1921. Düsseldorf, Schadowstr.52. 

II e i ß 1) a u e r, E., OBR., 1920. Weiherhammer bei Weiden 
(Oberpfalz). 

Hei t m ann, H., Fabrikant, 1920. Köln, Stoliwerckhaus. 

Hellmers, J., Dr., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 42. 

Dellwig, F., Marksch., 1920. Dndweiler (Saar), St.- 
Ingbert*Str. 16. \ 

II emmer, A., Dr., 1917. Berlin W 8, Mauerstr. 35-37. 

Henckel-Donnersmarck, Fürst Guidotto, 1922. 
Berlin W 8, Unter den Linden 1. 

Henckel-Donnersmarck, Graf Kraft, 1920. Schloß 
Repten, Kr. Tarnowitz (O.-S.). 

Henke, W., Dr., Geol., 1908. Siegen (Westf.), Burgstr. 7. 

Henh, Th., Generalagent, 1920. Köln, Salierring 57. 

H c n n i g, E., Dr., Prof., 1908. Tübingen, Schloßberg 15. 

H e n t r i c h, W., Bergbaubefl., 1923. Crefeld-Böckum. 

Hepke, K., Bergw.Dir., 1920. Dorndorf (Rhön). 

Tierdorf, Bergbau - u. Hütten-Akt.-Ges. Friednchshiitte . 1920. 

Hermann, P., Dr., Geol., 1904. Mannheim, Stephanicn- 
ufer 17. 

Herr mann, E., stud. phil., 1922. Berlin, Seestr. 115. 

Herz, W., Dr., Berging., 1920. Bochum 5, Hei ner Str. 72. 

llcrzberg, F., Dr.-Ing., Dipl.-Ing., 1909. WienI, Opern¬ 
gasse 6. 

Herzog, F., Dr., 1920. Nieder-Peilau-Schlössel, Kreis 
Reichenbach, Schlesien. 

Hcsemann, F., Dr., Ing., 1922. Hannover, Simsonstr. 12. 

Heß von Wichdorff, H„ Dr., Prof., Bez. Geol., 1904. 
Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Hey er, O., BR., 1920. Winsen (Luhe). 

H e v k e s , Dr., Chemiker, 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

H ibsch, J. E„ Dr., Prof. i. R., 1883. Wien XVIII, Erndt 
gasse 26II. 

H i 1 de 1) r a n d , E., Dr.. 1923. Braunschweig, Lützowstr. 3. 

Hildesheim , Börner-Museum. 1924. Am Stein 1. 

H i m in e I baue r , F., 1923. München, Adellieidstr. 36. 

Hirni enburg , Donnersmarekhütte, Ober seht esi sehe Eisen- und 
Kohlenwerke, Akt.-Ges., 1914. 

II lause tick. H.. I)r., Geologe. 1923. Xadwörna (Polen). 
Vacimm Oil Co. 


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/ 


► 


229 


H 1 a w a t s c h , C., Dr., 1907. Wien XIII/ö, Linzer Str. 456. 

Ho ff mann, B., Dr., StR., 1924. Königsberg* i. Pr., Trag- 
heimer Kirchenstr. 54. 

Hoffmann, O. R., Dr., Geol., 1920. Hagenau (Unter¬ 
elsaß), Brunnenstubstr. 14. 

Hoffmann, E., Dipl.-Berging., 1925. Halle a. S.. RielEck¬ 
platz 1. 

Hoffmann, G., Dr., Geol., 1916. Binz (Rügen). 

Hoffmann, Werner, Dr., Bergref., 1920. Halle a. S., 
Ernestusstr. 10. 

Hoffmann, W T ilh., Dipl.-Berging., 1922. Roitzsch, Kr. 
Bitterfeld, Delitzscher Str. 6. 

Hohenheim , Geol.-Mineral. Sammlung der Landwirt sch. 
Hochschule , 1922. 

Hohenstein, V., Dr., 1921. Berlin NW 7, Neustädtische 
Kirchstr. 9. 

Hohraann, E., Marksch., 1920. Bernburg, Moltkestr. 2. 

Holling, K., Marksch., 1920. Gladbeck (Westf.), Hermann¬ 
straße 23. 

Ho 11 s tei n, W., Dr., Ass., 1924. Danzig-Langfuhr, Teehn. 
Hochschule. 

Holzapfel, H., Marksch., 1920. Wellesweiler bei Neun¬ 
kirchen (Saar). 

Homberg (Niederrhein), Steinkohlenbergwerk „Rhein¬ 
preußen", 1913. 

Hoppe, W., Dr., Ass., 1922. Darmstadt, Geol. Institut der 
Technischen Hochschule. 

Hotz, W., Dr., 1912. Basel (Schweiz), Schantzenstr. 27. 

Hubach, H., Dr., 1921. Bogota (Kolumbien), Apartado305. 

Hucke, R., Dr., StR., 1917. Templin (Uckermark). 

H u g i, E., Dr., Prof., 1907. Bern, Kornhausstr. 14. 

Hülsomann, P., Bergass., 1925. Berlin N 4, Invaliden 
Straße 44. 

Hülsenbeck, Thekla, Dr., 1913. Göttingen, Schiller¬ 
straße 66 n. 

Hummel, K., Dr., Pd., 1911. Gießen, Bahnhofstr. 65 B. 

Freiherr v. H u e n e (v. Hoyningen-Huene), F., Dr., Prof., 
1899. Tübingen, Zeppelinstr. 10. 

Huth, W., Dr., 1912. Berlin-Grunewald, UmenauerStr.9B. 

Jaffe, R., Dr.-Ing., Dipl.-Berging. und Marksch., 1911. 
Charlottenburg 2, Hardenbergstr. 3. 

J a e g e r, W., 1922. Adorf (Vogtland), Elsterstr. 36. 

Jaekel, O., Dr., Prof., GelnRegR., 1884. Greifswald. 
Bahnhofstr. 46 47. 


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230 


y J 


Jan cke-Bu ebner, Luise, Dr., 1919. Hannover, Im 
Moore 24 H. 

J a n e n s c h, W., Dr., Prof., Kustos, 1901. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 43. 

Ja nicke, J., Dr., 1924. Berlin-Dahlem. Finnlaywer 8. 

Janus, F., Markseh., 1920. Homberg (Niederrhein), König¬ 
straße 35. 

Jaworski, E., Dr., Prof., 1920. Bonn, Nußallee 2. 

Ilgen, Maria, StR., 1924. Essen, Richard-Wagner-Str. 36. 

Imeyer, F., stud. geol., 1923. Osnabrück, Rolandstr. 10. 

John, W., Dipl.-Ing., BR., 1920. Unna. IserlohnerStr. 14. 

Johnsen, A., Dr., Prof., 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 43. 

Johow, P., BR., 1914. Buer i. W. 

J u n g, E., Hüttenbesitzer, 1920. Burgerhütte, Burg (Dill¬ 
kreis). 

Jung, G., Kommerzienrat, Direktor, 1901. Neuhütte bei 
Straßebersbach (Dillkreis). 

Jüngst, H., cand. geol., 1919. Berlin W10, Friedrich- 
Wilhelm-Str. 5. 

J ü n g s t, O., BR., 1920. Siegen, Friedrichstr. 1. 

Kahrs, E., Dr., Museumsdirektor, 1923. Essen, Burgplatz 1. 

Kaiser, E., Dr., Prof., Geh. Rcg.-R., 1897. München, 
Neuhauser Str. 51. 

Kaiser, O., Markseh., 1920. Kray, Essener Str. 15. 

Kalb, G., Dr., Ass., 1923. Köln, Rhld., Severinsw ill 38. 

Kalkowsky, E., Dr., Prof., Geh. Hofrat, 1874. Dresden-A. 
24, Nürnberger Str. 48. 

Kalle, F., 01>erlehrer, 1922. Göthen (Anh.), Dessauer 
Straße 19 a. 

Kam mrad, G., Dr., StR., 1914. BerlinN20, Uferstr. 10. 

Kappe, G., Dr., StR., 1923. Bremen, Bürgermeister 
Smidtstr. 3. 

Karlsruhe, Geol.-Mineraloy. Institut der Technischen Hoch¬ 
schule, 1915. 

Kattowitz , Fürstlich Plessischc Bergwerksdirektion, 1914. 

Kaltowitz, Kattowitzer Akt.-Gcs. für Bergbau und Eisen¬ 
hüttenbetrieb, 1905. 

Kaltowitz , Ober schlesischer Berg - und Hüttenmännischer 
Verein, 1919. 

Kauen ho wen, W. P., Dr., Ass., 1920. Glausthal. 
Harz, Bergakademie. 

K a u n h o w e n , F., Dr., Prof., L. Geol., 1897. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Kautsky, F., Dr., 1919. Wien. 


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231 


Kegel, \V., Dr., Geol., 1913. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Keil, G., Dipl.-Berging., Bergw. Dir., 1920. Gr. Kayna bei 
Merseburg. 

Keilhack, K., Dr., Prof., Geh.BR., Abteilungsdirektor 
a. D., 1880. Berlin-Wilmersdorf, Bingerstr. 59. 

Ke in hör st, H., Marksch., 1920. Essen, Kronprinzen¬ 
straße 24. 

K e m p i n , F., Bergw. Dir., 1920. Celle, Hannoversche 
Allee 3. 

Kemp ne r, M., Dr., Geh. Justizrat, 1914. Berlin W8, 
Taubenstr. 46. 

Keßler, Paul, Dr., Prof., 1907. Tübingen, Geol. Inst, 
d. Univ. 

Keyßer, C., Dr., Dipl.-Berging., Bergw. Dir., 1909. Kali¬ 
werk Steinförde, Post Wietze, Kr. Celle. 

Kiel , Universitäts-Bibliothek , 1915. 

Kippenberger, Bergass.. 1921. Gießern, Bergstr. 5. 

Kipper, H., Bergass. a. D., Bergw. Dir., 1920. Oberhausen 
(Rhld.), Hermannstr. 14. 

Kirchen (Sieg), Storch c£ Schöneberg^ Akt -Ges. f. Berg¬ 
bau und Hüttenbetrieb , 1920. 

Kirste, E., Rektor, 1910. Altenburg (S.-A.), Roonstr. 1. 

Klähn, H., Dr., Pd., 1910. Rostock, Geol. Institut der Uni¬ 
versität. 

v. Klebeisberg, R., Dr., Prof., 1920. Innsbruck, Franz- 
Joseph-Str. 5. 

Kleemann, A., Bergw. Dir., 1920. Bork (Kreis Lüding¬ 
hausen), Zeche Hermann. 

Klein, G., Bergass., 1920. Halle a. S., Merseburger Str.59. 

Kleine, E., BR., 1920. Dortmund, Ostwall 60. 

Klemm, G., Dr., Prof., OBR., 1888. Darmstadt, Wittmann¬ 
straße 15. 

Klett, B., Mittelschullehrer, 1920. Mühlhausen (Thür.), 
Bahnhof str. 17. 

Klev nmans, A. J., Dr., Bergass., Bergw. Dir., 1920. 
Recklinghausen-Süd, König Ludwig, Schulstr. 84. 

Klinghardt, F., Dr., 1910. Greifswald, Karlsplatz31. 

Klingner, W., Stadtingenieur, 1923. Dortmund, Wenker- 
straße 17. 

Kliver, K., Marksch., 1919. Bochum, Schillerstr. 37. 

Klock mann, F., Dr., Prof., Geh. RegR., 1879. Aachen, 
Technische Hochschule. 

Klötzer, M., BR., 1920. Dresden-A., Mosczinskystr. 191. 


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232 


Kluge, R., Betriebsführer, 1920. Oelsburg, Post Groß- 
Ilsede. 

Klüpfel, W., Dr., Pd., 1921. Gießen, Riegelpfad72. 

Knauer, J., Dr., Reg. Geol., Pd. 1907. München öS. 
Notburgastr. 6. 

Knepper, G., Bergw. Dir., 1914. Bochum 7, Steinstr. 49. 

Knobloch, F., Marksch., 1920. Goslar a. H., Am Oster¬ 
feld 2. 

Knod, R., Dr., 1907. Traben-Trarbach (Mosel). 

Iv n u t h , H., Dr., 1922. Bonn, Nußaliee 2. 

Kober, L., Dr., Prof., 1923. WienI, Universität, Franzens- 
ring. 

Koch, E., Dr., Stand. Mitarb. am Min.-Geol. Staatsinst.. 
1921. Hamburg 5, Lübecker Tor 22. 

Koch, M., Dr., Prof., L. Geol. a. D., 1884. Gohlis bei 
Niederau (Bez. Dresden). 

K o c k e 1, K. W., Dr., 1920. Leipzig, Albertstr. 36. 

Kofoed, E., Bankassistent, 1921. Tönder, Dänemark, 
Handelsbanken. 

Kohl, E., Dr., BR., 1925. Berlin N 4, Invalidenstr. 14. 

Köhler, W., BR., 1914. Recklinghausen, Friedhof str. 1. 

Koehne, Walter, BR., 1920. Essen (Ruhr), Gutenberg¬ 
straße 79. 

Koehne, Werner, Dr., Prof., 1902. Berlin W9, König- 
grätzer Str. 123. 

Kolbeck, Dr., Prof., Geh. BR., 1901. F’eilx'rg i. Sa.. 
Marienstr. 

Kölbl, L„ Dr., Ass., 1924. Wien XVIII 1, Feistiiiantel- 
straße 4. 

Köln , Geol. Institut der Universität , 1923. Severinswall 38. 

König, E., Studienass., 1924. Staßfurt, Fürstenstr. 14. 

Koenig, H., Betriebsdir., 1920. Essen-Bredenev, Waldstr. 23. 

Königsberg , Geol.-Paläontol. Institut und Bernstein Samm¬ 
lung der Universität, 1922. 

Koenigsbcrger, J., Dr., Prof., 1911. Freiburg i. Br.. 
Günterstalstr. 47. 

v. Ko e n i g.s w al d , R., stud. geol., 1923. Berlin W 15, 
Bayerische Str. 9. 

Ivöplitz, W., Dr., Marksch., 1920. Börnig bei Herne. 
Kanalstr. 73. 

Korn, J., Dr., Prof., L. Geol., 1896. Berlin N 4, Invaliden¬ 
straße 44. 

Koert, W., Dr., Prof., L. Geol., 1899. Berlin N 4, Inva 
lidenstr. 44. 


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WWW 


233 

Ko ss in at, Fr., Dr., Prof., Geh. BR., Direktor der Sachs. 
Geol. Landesanst.. 1913. Leipzig, Talstr. 35. 
ost, G., BR., 1920. Hannover, Erwinstr. 4. 
oster, F., StR., 1924. Brunmern (Ruhr), Heinrichstr. 1. 
rahmann, M., Prof., Berging., Dozent, 1889. Berlin 
W 15, Meinekestr. 8. 

Kraisz, A., Dr., Geol., 1909. Berlin-Wilmersdorf, Sieg¬ 
burger Str. 15. 

Krantz, F., Dr., 1888. Bonn, Herwarthstr. 36. 

Kranz, W., Dr., Major a. D., L. Geol., 1909. Stuttgart, 
Urbanstr. 41 a. 

Kratzert, J., Dr., 1921. Frankfurt a. M., Eschenheimer 
Anlage 28. 

Kraus, E., Dr., Pix>f., 1917. Königsberg i. Pr., Hinter¬ 
tragheim 21. 

Krause, P. G., Dr., Prof., L. Geol., 1889. Eberswalde, 
Bi8marckstr. 26. 

Krau sei, R., Dr., Pd., 1921. Frankfurt a. M., Platz 
der Republik 24. 

Krejci, K., Dr., 1923. (’ampina, Prah., Stirbei Voda 20* 
Rumänien. 

K r e n k e 1, E., Dr., Prof., 1907. Leipzig, Ferdinand-Rhode- 
Straße 7 JI r. 

Kretzschmar, L., Seminarlehrer, 1920. Köslin, Wilhelm - 
Straße 21. 

Kriegist einer, F., Lehrer, 1923. München, Plinganser 
Straße 57 d/3. 

Krollpfeiffer, G., Dr., 1910. Berlin SW 11, Groß- 
beerenstr. 86III. 

Kruft, J., Marksch., 1920. Bergheim, Post Oestrum (Kreis 
Mörs), Mörser Str. 4. 

Krumbeck, L., Dr., Prof., 1912. Erlangen. 

Krümmer, Dr., Bergass., 1914. Charlottenburg 9, 
Leistikowstr. 3. 

Krusch, P., Dr., Prof., Geh.BR., Präsident der Geol. 
Landesanstalt, 1894. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Kühn, B., Dr., Prof., Geh. BR., L. Geol., 1884. Berlin N 4. 
Invalidenstr. 44. 

Kühne, F., Dr., Geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Kühneweg, E., cand. geol., 1923, Berlin N4, Invalidenstr. 43. 

Kühnei, A., Baurat, 1925. Troppau (C. S. R.), Bicrnvinn- 
gasse 11. 

Kuhse, F., cand. geol., 1919. Danzig, Geol. Institut der 
Tochn. Hochschule. 


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234 


Kukuk, P., Dr., Bergass., Pd., 1907. Bochum, Bergstr. 135. 

Kumm, A., Dr., Ass., 1911. Braunschweig, Technische 
Hochschule. 

Kummerow, E., Mitfeelschullehrer, 1912. Brandenburg“ 
(Havel), Vionvillestr. 19. 

Labryga, II., Marksch, 1920. Gleiwitz, Schroeterstr. 15. 

Laibach, Mineralogisch-Petrographisches Institut der Uni 
versität, 1923. 

Land mann, Lehrer, 1920. Stolberg (Harz). 

Lang, R, Dr., Prof., 1909. Halle (Saale), Wilhelmstr. 7. 

Lange, W., Dr., Chemiker, 1920. Berlin-Friedenau, 

Feurigstr. 10. 

Langewiesche, F., Prof., 1920. Bünde (West!.), Her¬ 
forder Str. 17. 

Laubinger, M., 1922. Hamburg20, Lenhartzstr. 1. 

L a u f hü 11 e , II., Marksch., 1920. Recklinghausen, Reitzen- 
steinstr. 21. 

Laurahütte, (O.-S.), Berg Verwaltung der Ver. Königs - und 
Lanrahütte, 1920. 

Laurent, A., Lehrer, 1920. Hörde, Viktoriastr. 8. 

Lebküchner, R., cand. geol., 1923. München, Kobeli¬ 
st raßc 15III 1. 

L e b 1 i n g , C., Dr., Pd., 1923. München, Promenadestr. 15. 

Lehmann, E., Dr., Prof, 1908. Halle (Saale), Domstr. 5. 

Lchman n , K., Dr., Direktor, 1920. Duisburg-Ruhrort, 

Hafenstr. 90. 

L e h m ann, V., Marksch., 1920. Homberg (Ndrrh.), 
Schützenstr. 107. 

Lehmann. W. M, Dr., 1921. Hamburg, Lübecker Tor 24. 

Lehner, A., Dr., StR., 1917. Neumarkt (Oberpfalz), 
St. Anna 8. 

Leichter-Sc henk, Dipl.-Berging., 1914. Borna (Bez. 
Leipzig), Altenburger Str. G-8. 

Leidhold, C, Dr, 1912. Wietze (Kr. Celle). 

Leipzig , Geolog.-Patäontolog. Institut der Universität , 191H. 
Talstr. 35. 

Leipzig, Institut jür Mineralogie und Petrographie der Uni - 
versität, 1921. Talstr. 38. 

L e n n o rn a n n , W, Marksch, 1921. Essen-Altenessen, 
Dammstr. 34. 

Leopoldshall-Staßfurt, Anhaitische Salzwerke, G.m.b.H , 
1912. 

Leschnik, P, Marksch, 1920. Gleiwitz (O.-S.), Mark- 
grafenstr. 17. 


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235 


Leuchs, K., Dr., Prof., 1907. München, Neuhauser Str. 51. 

L i a t s i k a s , N., Geol., 1922. München, Griechisches Gene¬ 
ralkonsulat, Maria-Theresia-Str. 22. 

Liebe trau, E., Dr., Prof., 1920. Essen, Retnatastr. 2. 

Liebrecht, F., Dr., 1909. Lippstadt (Westf.). 

Linde, M., Dr., Generalsekretär, 1923. Berlin-Schlachten¬ 
see, Heinrichstr. 9. 

L i n d 1 e y , H. W., cand. rer. nat., 1921. Gießen, Ludwig¬ 
straße 37. 

Lindner, W., Marksch., 1920. Beuthen (O.-S.), Ring21. 

von L i n s to w , O., Dr., Prof., L. Geol., 1897. BerlinN 4, 
Invalidenstr. 44. 

Liste, R., Berging.. Bergw. Dir., 1923. Gießen, Schlie߬ 
fach 14. 

Lohoff, K., Dr., Fabrikant, 1923. Benneckenstein i. Harz. 

Lohr, W., Marksch. u. ordentl. Lehrer a. d. Bergschule, 
1920. Bochum, Kanalstr. 24. 

Lorenz, A., Marksch., 1920. Dillenburg. • 

Lorenz, O., Marksch., 1920. Dittersbach bei Walden¬ 
burg (Schles.). 

Löscher, W., Dr., Oberstudiendirektor, 1909. Essen, 
Heinickestr. 6. 

Lossen, A., BR., 1920. Köln, Eifelstr. 19 HI. 

Lotz, H., Dr., BR., 1898. Berlin-Dahlem, Ehrenbergstr. 17. 

Löwe, F., Dr., Geol., 1920. Göttingen, Brauweg 2. 

L o e w e , L., Dr., BR., Bergw. Dir., 1910. Lübtheen (Meck¬ 
lenburg). 

Löwengart, St., stud. rer. nat., 1923 

Lüdemann, K., 1919. Freiberg i. Sa., Albertstr.26. 

Macco, A., Bergass. a. D., 1897. Köln-Marienburg, 

Leyboldstr. 29. 

Madsen, V., Dr., Direktor von Danmarks geologiske 
Undersögelse, 1892. Kopenhagen V., Kastanie vej 10. 

Frhr. von Maltzahn, R., 1922. München, Widenmaver- 
straße 37. 

Marburg (Bez. Kassel), Geol. Institut der Universität , 1918. 

Matern, Hans, 1925. Frankfurt a. M., Sophienstr. 107. 

Mattes, Studiendirektor, 1924. Berlin-Adlershof, Arndt¬ 
straße 7 b. 

Graf von Matuschka, F., Dr., 1882. Berlin-Schöneberg, 
Innsbrucker Str. 441. 

Maurer, R., Erster BR., 1920. Hannover, Brahmsstr. 3. 

Meggen /. Westf., Gewerkschaft Sachtleben, 1914. 


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236 


Mehner t, W., Fregattenkapitän a. D., 1920. Naumburg 
a. S., Lützowstr. 4. 

Mcigen, W. } Dr., Prof., 1913. Gießen, Bleichstr. 20. 

Meisner, M., BR., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Meister, E., Dr., Geol., 1912. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Mendel, .T., Schriftsteller und Redakteur, 1921. Berlin* 
Wilmersdorf, Berliner Str. 15. 

Menzel, P., Dr., Sanitätsrat, 1920. Dresden-A.. Mathilden* 
Straße 46. 

Mertens, A., Dr., Prof., Museumsdirektor, 1920. Magde 
hur«:, Domplatz 5. 

Mortin, H., 1922. Quedlinburg, Bismarekstr. 7. 

Merzbacher, G., I)r., Prof., 1906. München, Möhlstr. 25. 

Mestwerdt, A., Dr., Prof., Bez. Geol., 1902. Berlin 
N 4, Invalidenstr. 44. 

Metzger, A. A. Th., mag. phil., 1921. Helsingfors (Finn¬ 
land), Nikolaigataö. 

Meyer, 41., Gasinspoktor, 1920. Saatfeld (Saale), Gas- 
und Wasserwerk. 

Meyer, J., Marksch., 1921. Kassel, Kaiserstr.3. 

Meyer hoff, K., Bergass., 1920. Schoenebeck a. d. Elbe, 
Preuß. Bohrverwaltung. 

Meyerstein, S., I)r., Bankier, 1920. Hannover, Land- 
schaftsstr. 6. 

Michael, R., Dr.. Prof., Geh. BR., Abteilungsdirektor, 
1894. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Michel, H., Dr., 1921. Wien I, Burgring 7. 

Michels, F , Dr., Geol., 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Middeldorf, II., BR.. Bergw. Dir., 1920. Leopoldshall- 
Staßfurt, Gartenstr. 5. 

M i d d e n d o r f f, E., Bergw. Dir., 1920. Berlin-Steglitz, 
Rothenburgstr. 12. 

Mielecke, W., Katastordirektor, 1924. Finsterwalde 
(N. L.), Parkst r. 2. 

Milch, L., Dr., Prof., 1887. Breslau, Landsbergstr. 12. 

Mintrop, L., Dr., Direktor, 1920. Hannover. Geliert¬ 
straße 25 A. 

Mitzopuios, M., Dr., 1922. München, Blütenstr. 8. 
bei Zeis. 

Mohr, H., Dr., Prof., 1921. Graz (Steiermark), Ruckerl¬ 
berggürtel 18. 

M ö h r i n g , W., Dr., Geol., 1909. Buenos Aires (Argentinien), 
Calle 25 de Mayo 182. 


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237 


Mo Ido uh aiier, E., I)r., 1924. Gleiwitz (0.-8.), Roß- 
marktstr. 1. 

Molengraaff, G. A. F., Dr., Prof., 1888. Delft, Kanaal- 

wog 8. 

Möller, J., Markseh., 1920. Essen, Brunhiklestr.il. 

Mommertz, \V., Bergbaubefl., 1920. Haintorn (5, War* 
bruckstr. 35. 

Monke, H., Dr., 1882. Berlin-Wilmersdorf, Jenaer8tr. 7. 

Moo s , A., Dr.,Geol., 1922. Durlach (Baden), Alte Karlsruher 
Straße 5. 

Mühlberg, J., Konsul, 1905. Dresden-A., Wallstr. 15. 

Mühlberg, M., Dr., Geol., 1922. Aarau, Schweiz. 

von zur Mühlen, L., Dr., Geol., 1917. Berlin N 4, Inva- 
lidenstr. 44. 

Müldncr, A., Stadtoberinspektor, 1922. BerlinN113, 
Wichertstr. 63. 

Müller, C. G., Dr., 1923. Berlin C 2, Kl. Poststr. 6. 

Müller, CK, stud. geol., 1920. Aisleben a. S. 

Müller. Jul., Markseh., 1920. Gladbeck (Westf.), Grüner 
Weg 5. 

Müller, Walther, Dr., Bergw. Dir., 1922. Grube Jlse 
(N,L.). 

Müller, W., Marksch., 1920. Ibbenbüren (Westf.), Nord¬ 
feldmark 42. 

Müller- Herrings, P., Bergass., 1909. Charlottenburg 5, 
Herbartstr. 16. 

München , Bäuerische Staatssammlung für Paläontologie und 
historische Geologie , 1905. Neuhauser Str. 51. 

München , Generaldirektion der staatl. Berg-, Hütten- und 
Salzwerke , 1920. Ludwigstr. 161. 

Münker, A., Berging., 1923. Gießen, Frankfurter Str. 45. 

Murin an n, A., Marksch., 1920. Hamborn (Rhld.), Duis¬ 
burger Str. 301. 

Musper, F., Dr., Geol., 1921. Indragiri, Taloek, Sumatra. 

Nägele, E., Verlagsbuchhandlung, 1905. Stuttgart, Jo- 
hanni8Str. 3 a. 

Naumann, INI., Dr., 1898. Frankfurt a. M., Kletii*nl>erg- 
straße 13. 

Naumann. Ernst, I)r., Prof., E. Geol., 1K98. Berlin NI, 
Invalidenstr. 44. 

Naumann, F., BR., 1920. Recklinghausen, Martinistr.il. 

Neu borg, A., D., Superintendent, 1925. Meißen (Sa.), 
Freiheit. 9. 


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UNIVERSITY OF MICHIGAN 



238 


N e u in a n n - v an Pa d an#, Dr., 11)22. Borliu W l'>. Pfalz 
bugerrstr. 13. 

Neurode bei Breslau , Gewerkschaft Neuroder Kohlen- und 
Tonwerke , 1914. 

Neuwelzow (Nieder-Lausitz), Eintracht , Braunkohleniverkc 
und Brikettfabriken, 1914. 

Neu-Weiß stein, Post Altwasser (Schlesien), Verwaltung d. 
Steinkohlenbergwerke Gons. Fuchsgrube u. Davidgrube., 
1914. 

N i e ho f f , E., Dipl.-Ing., Bergw. Dir., 1920. Frankfurt a. O., 
Gubener Str. 1. 

Nicmczyk, 0., Marksch. u. Landmesser, 1920. Beuthen 
(O.S.), Hindenburgstr. 16 b. 

N i e ts c h , H., Dr., 1921. Berlin W 30, Martin-Luther- 
Straße 97. 

Nimptsch, W., BR., 1920. Berlin W 30, Luitpoldstr. 12. 

Nippert, O., Studienrätin, 1922. Liegnitz, Scheibestr. 26. 

Baron Nopcsa, F., Dr., 1903. WienI, Singerstr. 12. 

N ö t h, L., cand. geol., 1920. München, Adalbertstr. 35. 

Noetling, F., Dr., Hofrat, 1903. Baden-Baden, Bismarck¬ 
straße 23. 

Nowack, E., Dr., 1919. WienI, Burgring7. 

N u s s , W., StR., 1920. Senftenberg (N.-L), Dresdener Str. 7. 

Oebbeke, K., Dr., Prof., Geh.Hofrat, 1882. München. 
Arzisstr. 21. 

Oberste Brink, K., Dr., Abt.-Dir., 1912. Gelsenkirchen. 
Rhein-Elbe-Str. 62. 

O b p a c h e r , H., Dr., 1923. München, Franz-Joseph-Str.14 H. 

Oldau , Post Winsen (Aller), Kaliwerke Prinz Adalbert, .17»*/.- 
Ges. in Liqu., 1922. 

Olzhauscn, K., Lehrer am Lyzeum, 1920. Salzwedel, 
Schäferstegel 35. 

Oppenheim, P., Dr., Prof., 1889. Berlin-Lichterfeldc, 
Sternstr. 19. 

Oppenheimer. J., Dr., Pd., 1920. Brünn (Tschecho¬ 
slowakei), Schillergasse 10. 

Ortmann, P., Dr., Sanitätsrat, 1924. Danzig, Jopen- 


gasse 68. 

Oe st re ich, Iv., Dr., 

Prof., 

1908. 

Utrecht, Catharijne 

singel 61. 

Pacckelmann, W., 

Dr., 

Geol., 

1914. Berlin N 4, In 

validenstr. 44. 





Pachr, W., BR., Generaldirektor, 1920. Mengede (Kr. 
Dortmund), Zeche A. v. Hansemann. 


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UNIVERSITY OF MICHIGAN 



239 


Panzer, W., Dr., Ass., 1922. Gießen, Geograph. Inst, 
d. Univ., Brandplatz. 

Partsch, K., Bergass., 1920. Herne (Westf.), Zeche 
Shamrock. 

Paessler, H., 1920. Dresden-A., Bernhardstr. 17. 

Paulcke, W., Dr., Prof., 1901. Karlsruhe, Technische 
Hochschule. 

Veiskr et schäm (O.S.), Deutsch-Obei'schlesische Bergschul¬ 
kurse , 1905. 

Peltz, W., Markseh. u. Landmesser, 1920. Köln (Rh.), 
Neußer Platz 8. 

Penck, A., Dr., Prof., Geh. Reg. R., 1878. Berlin NW 7, 
Georgenstr. 34-36. 

Person, P., Kaufmann, 1901. Hannover, Georgstr. 13. 

Petrascheck, W., Dr., Prof., 1901. Leoben (Steier¬ 
mark), Montanistische Hochschule. 

Petri, Th., Bergass. a. D., 1923. Gießen, Ludwigstr. I. 

P f a f f, F. W., Dr., L. Geol., 1887. München, Königinstr. 8III. 

Pfaffenberg, Lehrer, 1923. Vorwohlde bei Sulingen, 
Hannover. 

Pfalz, R., Dr., Geol., 1924. Berlin-!’harlottenburg, Osna- 
brücker Str. 1. 

Pfeiffer, H., Dr., Prof., Chemiker, 1920. Charlottenburg, 
Rönnestr. 3. 

Pfeiffer, W., Dr., StR., 1922. Stuttgart-Ostheim, Teck¬ 
straße 79. 

Pfister, E., Bergw. Dir., 1920. Rossleben a. U. 

Philipp, H., Dr., Prof., 1903. Köln (Rh.), Severinswall 38. 

Philipp i, H., Dr., Major, 1923. Scheveningen (Holland), 
Badhuisweg 94. 

Philippson, A., Dr., Prof., Geh. Reg. R., 1892. Bonn, 
Königstr. 1. 

v. Philipsborn, H., Dr., 1925. Leipzig, Talstr. 38. 

Pia, J., Dr., Kustos, Pd., 1921. WienI, Burgring 7. 

Picard, E., Dr., Prof., Kustos, 1904. Berlin N 4, Inva- 
lidenstr. 44. 

Picard, LDr., 1921. Konstanz (Baden), Bahnhofstr. 12. 

Pietzke, H., Lehrer, 1920. Guben, Hohlweg 5. 

P i e t z s c h, K., Dr., L. Geol. 1908. Leipzig, Talstr. 35II. 

Pilz, R., Dr., Dipl.-Ing., 1913. Valparaiso (Chile), Casilla276. 

Pittsburgh (Penn., U.S.A,). Carnegie Museum , 1911. 

Plieninger, F., Dr., Prof., 1891. Hohenheim bei Stutt¬ 
gart, Landwirtsch. Hochschule. 


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UNIVERSITY OF MICHIGAN 



240 


P1 o n a i t, C., Chemiker, 1924. Königsberg i. Pr., Tuch* 
macherstr. 1. 

Pohl, M., Bergass. a. D., Bankdirektor, 1920. Berlin- 
Schöneberg, Freiherr-v.-Stein-Str. 5. 

Pollack, V., Prof., 1914. WienIII, Barmherzigengasse 18. 

Pompeckj, J. F., Dr., Prof., Geh. BR., 1898. Berlin 
N 4, Invalidenstr. 43. 

Pontoppidan,H., Dr., 1907. Hamburg 5, An der Alster 47. 

Popoff, B., Dr., Prof., 1922. Riga, Popoffstr.8. 

Porro, C., Dr., 1895. Mailand, 4 Via Gernuschi. 

Porsche, J., Dr., Prof., 1920. Aussig (Böhmen), Anzen- 
gruberstr. 2. 

Portis, A., l)r., Prof., 1876. Rom, Istituto geologico 
universitär io. 

P o t o n i e , R., Dr., Ass., Pd., 1920. Berlin N 4,Invalidenstr.44. 

P o e t s c h e 1, E., StR., 1922. Strehlen (Schles.). 

Prag , Geologisches Institut der Deutschen Universität , 1911. 
II, Weinberggasse 3. 

Pratje, O., Dr., Pd., 1919. Königsberg i. Pr., Lange 
Reihe 4. 

Presse l, K., Dr., Prof., Geh. Baurat., 1907. München, Hei 
zogstr. 64III. 

Priehüusser, M., Dr., Prof., 1923. Regensburg, Hoppe¬ 
straße 1. 

Prinz, E., Zivilingenieur, 1916. Berlin-Zehlendorf-Mitte, 
Schweitzerstr. 24. 

Putsch, A., Dr.-Ing., Bergw. Dir., 1920. Kupferdreh. 

Putsch, H., Berging., Bergw. Dir., 1920. Brücherhof bei 
Hörde (Westf.), Südstr. 6. 

Quantz, H., Prof., StR., 1921. Gronau i. Westf., Moltkestr.f>. 

Quelle, O., Dr., Pd., 1903. Bonn, Kurfürstenstr.66. 

Quenstedt, W., Dr., Ass., 1922. BerlinN4, Invaliden¬ 
straße 43. 

Quentin, E., Betriebsdirektor, 1920. Weidenau (Sieg), 
Burgstr. 22. 

Quiring, II., Dr., BR., Bez.Geol., 1912. BerlinN4, In- 
validenstr. 44. 

R a d o s 1 a w o w , B. M., Dipl.-Berging., Berghauptmann, 
1914. Sofia, Boulevard Ferdinand 54. 

Rae fler, F., Dr., Bergass., 1908. Berlin-Wilmersdorf, 
Jenaer Str. 7. 

Ramann, E., Dr., Prof.. 1898. München, Amalienstr.52. 

Ramdohr, P., Dr., Pd., 1921. Clausthal, Kronenplatz. 


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UNIVERSITY OF MICHIGAN 



Berlin-Lichter- 


241 

Range, P., Dr., Geh. BR., Pd., 1905. 
felde, Flotowstr. 11. 

Rassmuss, H., Dr., St.Geol., 1910. Buenos Aires 
(Argentinien), B. Mitre 531. 

Rathgen, A., Oberlehrerin, 1924. Hamburg 21, Hof¬ 
weg 85. 

R a t h k e , M., Generaldirektor, 1920. Kassel, Hohenzollern- 
straße 82. 

Rau, K., Dr., Forstmeister, 1905. Heidenheim a. Brenz. 

Rauff, H., Dr., Prof., Geh. BR., 1877. Charlottenburg, 
Leibnizstr. 91. 

Rebholz, E., Oberlehrer, 1923. Tuttlingen, Neuhauser 
Straße 1. 

Reck, H., Dr., Ass., 1908. Berlin N 4, Invalidenstr. 43. 

Recklinghausen , Staatl. Bergwerksdirektion , 1914. 

Reeh, R., Marksch., Bergbauinspektor, 1920. Koblenz- 
Neuendorf, Neuendorfer Str. 155. 

Reich, H., Dr., Geol., 1920. BerlinN4, Invalidenstr.44. 

Reinheimer, S., Dr., 1921. Pforzheim, Luisenstr.62. 

Reis, O. M., Dr., Oberbergdirektor, 1920. München, 
Arzisstr. 4711. 

Reiss, P., Marksch., 1920. Rockershausen (Saar), Pro- 
vinzialstr. 52. 

R e n i s c h , A., StR., 1920. Remscheid, Körnerstr. 12. 

R e n z, C., Dr., Prof., 1903. München, Theresienstr. 1III. 

Repatzki, K., Dr., Bergref., Dipl.-Ing., 1923. Breslau 9. 
Stemstr. 66. 

Rettschlag, W., Studienass., 1920. Bernau (Mark), Bör- 
nieker Str. 16. 

Reuning, E., Dr., Pd., 1910. Gießen, Ludwigplatz2. 

Reu ss, M., Prof., Wirkl. Geh. OBR., 1920. Berlin-Grune- 
wald, Egerstr. 1. 

Reuter, F., Bergass., 1920. Berlin W 62, Wittenberg¬ 
platz 3 a. 

Richarz, St., Dr., 1919. Techny (JIl., II. S. A.). 

Richter, H., Dr., Ass., 1923. Gießen, Min.-Geol. Inst, 
d. Univ. 

Richter, M., Dr., Pd., 1922. Bonn, Nußallee 2. 

Richter, R., Dr., StR., Pd., 1907. Frankfurt a. M., 
Feldbergstr. 30. 

Richter, W., Dr., Direktor, 1922. Neukirch a. d. Katzbach. 

Riedel, H., Dr., Studienrätin, 1922. Spremberg (Lausitz), 
Bautzener Str. 7. 

Zeitschr. d D. Geot. Gos. 1924. 16 


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Original from 

UNIVERSITY OF MICHIGAN 



240 


P1 o n a i t, C., Chemiker, 1924. 
macherstr. 1 . 

Pohl, M., Bergass. a. D., 
Schöneberg, Freiherr-v.-S 
Pollack, V., Prof., 1914. 


Pompeckj, J. F., D 
N 4, Invalidenstr. 43 
P o n to p p i (1 a n , H., T 
P o p o f f, B., Dr., P 
Porro, C., Dr., 1 f 
Porsche, J., Di 
gruberstr. 2 . 

Portis, A., T 
universitär 
Po to n i e , B 
Poetsche 
Prag, Geol 
II, V 
P r a t j < 


■rsr 


idirektor, 

.. 1921. London S 23 

1910. Mannheim, S. $ 30 . 
pl. Berging., Bergw. Dir^ Marksch.. 
Rhld.), IIufstr.20. 

Sanitätsrat, 1922. Liegnitz, j>ovestr. 2. 
baubefl., 1923. Charlottenburg- 9 , Ahorn* 


Rr 

Pr e 


r, J., BR.. 1920. Siegen, Sandstr. 69. 
irunk, E., Dr., StR., 1921. Nordhausen, Sanger- 


4 ser Str. 15. 

p er, L., Dr., Pd., 1920. Heidelberg, Hauptstr.52II. 
uscwald, Dr., StR., 1921. Wanne, Kaiser-Wilhelm- 
Straße 9. 

3 u 1 1 e n , L., Dr., 1907. Utrecht. C. Evertsenstr. 7. 

Salomon-Calvi, W., Dr., Prof., Geh. Hofrat, 1891. 
Heidelberg, Hauptstr. 52II. 

Salfeld, H., Dr., Prof., 1905. Göttingen, Geolog. Inst 
d. Univ. 

Salz mann, Dipl.-Berging., 1920. Derichsweiler bei Duveu 
(Rhld.). 

Samojloff, J., Dr., Prof., 1922. Moskau (Rußld.)^ Po- 
trowsko-Rasumovskoje, Landwirtschaftliche AkadeiD ie - 

Sandberg, C. G. S., Ihr. Dr., 1923. Haarlem (Holl.), 
Spruitenboschstr. 18. 

Sauer , A., Dr., Prof., 1876. Stuttgart, Seestr. 124. 

Sauer, K., Dr., StR., 1922. Glogau, Friedrichstr. 2. 

Sauerbrey, E., Marksch., 1920. Karnap, Ldkr. Essen. 

Saul, II., Marksch., 1920. Recklingshausen-Süd (Köa^ 
Ludwig), König-Ludwig-Str. 158. 

Schalla, E., Landmesser u. Marksch., 1920. Hamta / 0 
(Rhld.), Maxstr. 5. 


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Cf\(> Original from 

W 'gl-HJNIVERSITYOF MICHIGAN 


Frankfurt a. M., Born- 



Vogtl., Blücherstr. 9. 
'emnitz, Hohe Str. 3. 
^rgartenstr. 4. 
ies AUenbergcs 


lidenstr. 44. 
sumoffsky 


ergass 



v. H., Dr., Oberass., 
Gerhardt-Str. 9. 


Bergw. Dir., 1920. Sorau (N.-L.), Lo- > 

"’olf, O. H., Dr., Pd., 1920. Marburg 
Geoi. Institut. 

iw y, Marksch., 1920. Beuthen (O.-S.), Rokok,. 
grübe. 

^ 1 a f k c, 0., Bergass., Reg. R. a. D., 1913. Hannover 
. "oltkeplatz 711. 

^•agintweit, 0., Dr., Pd., 1907. Berlin-Charlotten- 
. ourg, Hardenbergstr. 43 . 

^ a r b , Bergass. a. D., 1920. Kirchderne, Kr. 
Dortmund. 

Schleier, 0., Marksch., 1923. Mülheim (Ruhr)-Heissen, 
Kruppstr. 68 . 

8c hleifenbaum, F., Bergass., 1920. Siegen (Westf.), 
Wellerbergstr. 7. 

Schien zig, J., Dipl.-Ing., Bergw. Dir., 1898. Berlin 
NW 52, Kirchstr. 1 . 

s chlit z berger, K., BR., 1920. Goslar (Harz), von 
Gamenstr. 1 . 

s chl 0 ßmacher, K., Dr., Geol., Pd., 1912. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Schm a len b ach, W., Marksch., 1920. Waldenburg 
(Schles.), Fürstensteiner Str. 16. 

Schm idle, W., Dr., Oberrealschuldirektor, 1909. Kon¬ 
stanz (Baden), Mainaustr. 19. 

Schmidt, Adele, StR., 1924. Liegnitz, Doktorgang 22 . 
Schmidt, A., Dr., L. Geol., 1905. Stuttgart, Falkertstr. 63. 
Schmidt, C., Dr., 1922. Houston (Texas, U. S. A.), 109, 
Hawthorne Ave. 


16 * 


Original from 

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242 


Riedel, L., stud. geol., 1924. Clausthal, Zellbach 63. 

Riedl, E., Lehrer, 1911. Elbersberg, Post Pottenstein 
(Oberfr.). 

Rimann, E., Dr., Prof., 1908. Dresden-A. 24. Kaitzer 
Straße 17. 

Rinne, F., Dr., Piof., Geh. Reg. R., 1887. Leipzig, Tal 
Straße 38. 

Rode, K., cand. geol., 1921. Breslau I, Schuhbrücke 38 311 

Rödel, H., Dr., OberStR., 1919. Frankfurt a. 0., Sophien¬ 
straße 12. 

Roedel, S., Prof., Oberstudiendirektor, 1919. Fürth 
(Bayern), Kaiserstr. 94. 

R o h 1 e d e r , H., cand. geol.. 1921. London S E 23. Forest 
Hill, 15 Cranston Hill. 

Röhr er, F., Dr., Prof., 1910. Mannheim, S. 6, 30. 

Roelen, W., Dr., Dipl. Berging., Bergw. Dir., Marksch.. 
1920. Hamborn (Rhld.), Hufstr.20. 

R o s e n o w , Dr., Sanitätsrat, 1922. Liegnitz, Dovestr. *2. 

Roethe, 0., Bergbaubefl., 1923. Charlottenburg 9, Ahorn- 
ailee 39. 

Rothmaler, J., BR., 1920. Siegen, Sandstr. 69. 

Rübenstrunk, E., Dr., StR., 1921. Nordhausen, Sanger- 
häuser Str. 15. 

Rüger, L., Dr., Pd., 1920. Heidelberg, Hauptstr.52II. 

Rusewald, Dr., StR., 1921. Wanne, Kaiser-Wilhelm- 
Straße 9. 

Rutten. L., Dr., 1907. Utrecht, C. Evertsenstr. 7. 

Salomo n-Calvi, W., Dr., Prof., Geh. Hofrat, 1891. 
Heidelberg, Hauptstr. 52II. 

Salfeld. H., Dr., Prof., 1905. Göttingen, Geolog. Inst, 
d. Univ. 

Salz mann, Dipl.-Berging., 1920. Derichsweiler bei Düren 
(Rhld.). 

Samojloff, J., Dr., Prof., 1922. Moskau (Rußld.), Pe- 
tnowsko-Rasumovskoje, Landwirtschaftliche Akademie. 

Sandberg, C. G. S., Ihr. Dr., 1923. Haarlem (Holl.), 
Spruitenboschstr. 18. 

Sauer , A., Dr., Prof., 1876. Stuttgart, Seestr. 124. 

Sauer, K., Dr., StR., 1922. Glogau, Friedrichstr. 2. 

Sauerbrey, E., Marksch., 1920. Karnap, Ldkr. Essen. 

Saul, II., Marksch., 1920. Reeklingshausen-Süd (König 
Ludwig), König-Ludwig-Str. 158. 

S c h a 11 a, E., Landmesser u. Marksch., 1920. Hamborn 
(Rhld.), Maxstr. 5. 


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Original from 

UNIVERSITY OF MICHIGAN 



c/j csi 


243 


Schänder, H., Di\, 1922. Braunschweig, Moltkestr. 101. 

Scharf, W., Betriebsdirektor, 1920. Benzelrath bei Köln, 
Post Frechen. 

Scheffer, L. R., Dr.-Ing., Bergass., 1912. Frankfurt a. 
M., Wolfsgangstr. 107. 

Schehrer, L., Dr., 1923. München, Reichenbachstr. 161. 

Scheibe, F. A., Dr., Dipl.-Berging., 1923. Bogotä (Ko¬ 
lumbien), Apartado 305. 

Scherber, P., Dr., Geh.Rat, 1925. München 9, Hart- 
hausener Str. 117. 

Scherkamp, H., Bergass. a. D., 1920. BerlinW 15, Wie¬ 
land str. 25/26. 

Scheu mann, K. H., Dr., Oberass., Pd., 1923. Grimma 
(Sa.), Paul-Gerhardt-Str. 9. 

ch i e d t, F., Bergw. Dir., 1920. Sorau (N.L.), Logenstr. 2. 
chindewolf, O. H., Dr., Pd., 1920. Marburg (Bez. 
Kassel), Geol. Institut. 

Schiwy, Marksch., 1920. Beuthen (O.-S.), Rokoko¬ 
grube. 

Schlaf ko, O., Bergass., Reg. R. a. D., 1913. Hannover, 
Moltkeplatz 711. 

Sch lagi ntwei t, O., Dr., Pd., 1907. Berlind harlotten- 
burg, Hardenbergstr. 43. 

Schlarb, O., Bergass. a. D., 1920. Kirchderne, Kr. 
Dortmund. 

Schleier, 0., Marksch., 1923. Mülheim (Ruhr)-Heissen, 
Kruppstr. 68. 

Schleifenbaum, F., Bergass., 1920. Siegen (WestlV), 
Wellerbergstr. 7. 

S c h 1 e n z i g , J., Dipl.-Ing., Bergw. Dir., 1898. Berlin 
NW 52, Kirchstr. 1. 

Schlitzberger, K., BR., 1920. Goslar (Harz), von 
Gamenstr. 1. 

Schloßmacher, K., Dr., Geol., Pd., 1912. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Schmalenbach, W., Markseh., 1920. Waldenburg 
(Schles.), Fürstensteiner Str. 16. 

S c h m i d 1 e , W., Dr., Oberrealschuldirektor, 1909. Kon¬ 
stanz (Baden), Mainaustr. 19. 

Schmidt, Adele, StR., 1924. Liegnitz, Doktorgang 22. 

Schmidt, A., Dr., L. Geol., 1905. Stuttgart, Falkertstr. 63. 

Schmidt, C„ Dr., 1922. Houston (Texas, U.S.A.), 109, 
Hawthorne Ave. 

16 * 


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Original from 

UNIVERSITY OF MICHIGAN 



244 

Schmidt, H., Dr., Kustos, Pd., 1920. Güttingen, Plank- 
straße 6. 

Schmidt, H., Marksch., 1920. Witten (Ruhr), Schulstr.42. 

Schmidt, W., Marksch., 1920. Beuthen (O.S.), Eichen¬ 
dorffstraße 9. 

Schmidt, W. E. } Dr., BR., Bez. Geol., 1904. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Schmidtgen, O., Dr., Prof., Museumsdirektor, 1921. 
Mainz, Naturhistorisches Museum. 

Schmierer, Th., Dr., Prof., BR., Bez. Geol., 1902. 
Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Schmitz, W., Marksch., 1920. Rotthausen (Kreis Essen), 
Wiehagenstr. 5. 

Schnarrenberger, K., Dr., L.Geol., 1904. Freiburg 
i. Br., Burgunder Str. 26. 

Schneid, Th., Dr., Hauptkonservator, 1921. Bamberg, 
Xaturalienkabinett. 

Schneider, 0., Dr., Prof., Kustos, 1900. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Schneiderhöhn, H., Dr., Prof., 1911. Aachen, Tech¬ 
nische Hochschule. 

Schnepff, H., BR., 1920. Amberg (Obpf.), Sulzbacher 
Straße E. 3/5 1/10. 

Schnitt mann, F. X., Dr., Referendar, 1921. Neustadt 
(Donau), m. Br. Joseph Schnittmann. 

Scholl, 0., Fabrikant, 1922. Siegen (Westf.), Brüokonstr. 2. 

Schöndorf, F., Dr., Prof., 1911. Hannover, Theodor¬ 
straße 3 a. 

Schönfeld, G., Lehrer, 1920. Dresden28, Stollestr. 64. 

Schöppe, W., Dr.-Ing., Bergwerksbesitzer, 1907. Wien 
VI, Gumpendorfer Str. 8. 

Sc horcht, W., Dr., Kustos, 1920. Gotha, In d. Klinge 2. 

Schornstein, W., Dipl.-Ing., 1919. Ligurno pr. Gantello 
(Como, Italien), Villa Mathilde. 

Schottler, W., Dr., BR., L.Geol., 1899. Darmstadt, 
Martinsstr. 79. 

Schreiter, R., Dr., Pd., 1912. Freiberg (Sachsen), Post¬ 
straße 4. 

Schriel, W., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 14. 

Schroeder, Eckart, Dr., Geol., 1922. Freiburg i. Br., 
Geol. Inst. d. Univ. 

Schroeder, Ernst, BR., 1920. Goslar (Harz), Gartenstr. 9. 

S chröder, H., Dr., Prof., Geh. BR., Abteilungsdirektor 
a, D., 1882. Berlin N 4, (’hausseestr. 105. 


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ryj ry: c/j 


245 


Schrooder, J., Dr., Ass., 1921. München, Neuhauser 
Straße 51. 

S c h u c h t, F., Dr., Prof., 1901. Berlin N 4, Invalidenstr. 42. 

Schuck mann, W., Dr., Geol., 1922. Frankfurt a. M., 
Geol. Inst. d. Univ. 

Schuh, F., Dr., Prof., 1911. Rostock, Geol. Inst, der Uni¬ 
versität. 

Schulte, G., Marksch. und Lehrer an der Bergschule, 
1921. Bochum, Schillerstr. 37. 

Schulte, L., Dr., Prof., L.Geol., 1893. BerlinN4, In¬ 
validenstr. 44. 

Schultz, W., Dr., Prof., 1920. Kassel-W., Nordhäuser 
Straße 151. 

Schulz, F., Marksch. u. Landmesser, 1920. Essen, Bis- 
marckstr. 117. 

Schulz, J., Hauptm. a. D., cand. geol., 1921. Halle a. S., 
Viktor-Scheffel-Str. 13. 

Schulz, P., Rektor, 1924. Danzig, Schichaugasse 20. 

Schulze, G. A., Dr., 1907. Mexiko D. F., 1 a Calle de 
Merida Nr. 6. 

Schulze, R., Erster BR., 1920. Weimar, Südstr. 20. 

Schumacher, F., Dr.-Ing., Prof., 1920. Freiberg (Sa.), 
Bergakademie. 

Schumann, G., Dr.-Ing. h. c., Kommerzienrat, Gene¬ 
raldirektor, 1920. Grube Jlse (Niederlausitz). 

S c h ü n e in a n n, F., OBR., 1905. Zellerfeld (Harz). 

Schuster, M., Dr., L. Geol., Pd., 1922. München, Diet- 
lindenstr. 7. 

Schwanecke, Dr., 1924. Wernigerode a. H., Eisen¬ 
handlung. 

Schwartmann, Marksch., 1918. Watten scheid, Nord¬ 
straße 90. 

Schwartz, F., Bergdirektor, Bergass., 1920, Zwickau 
(Sa.), Heinrichstr. 6. 

Schwarzmann, M., Dr., Prof., Direktor, 1920. Karls¬ 
ruhe (Baden), Gartenstr. 19. 

c h w i n n e r , R., Dr., Prof., 1923. Graz, Harrachgasse 26II. 
cupin, H., Dr., Prof., 1893. Halle a. S., Mühlweg48. 
e i d 1, E., Dr., Bergass. a. D., Ministerialrat, 1910. 
Berlin W 10, Hildebrandstr. 21. 

Seidl, K., BR., 1922. Beuthen (O. S.), Rokokogrube, Post¬ 
schließfach. 

von Se i d 1 i tz, W., Dr., Prof., 1906. Jena, Reichardstieg 4. 


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CC 73 X 


246 


Seifert, C., Betriebsführer, 1922.. Reichenstein. 

Seifert, H., Dr., Ass., 1923. Berlin N 4, Invalidenstr. 43. 

Seitz, 0., Dr., Ass., 1919. Berlin N 4, .Invalidenstr. 44. 

Semmel, J„ BR., 1910. Gera(Reuß), Moritz-Semmel-Str. 11. 

Sethe, E., Bergw. Dir., 1920. Deutsche Kaliwerke, Zweig¬ 
niederlassung Bern bürg. 

Sieb e r, H., Dr., StR., 1908. Bischofswerda (Sa.), Bautzener 
Straße 70. 

Siegen, Deutsch’Luxemburgische Bergwerks- und Hütten 
Akt.-Ges.: Berg Verwaltung Siegerland % 1923. Häute¬ 

bachweg. 

Siegen, Sieg euer Berg schulverein, 1910. 

Sieverts, Hertha, 1923. Berlin-Lankwitz, Lessingstr. 6 a. 

Silberg (PostWelschenenncst), Gewerkschaft Grube Glanzen¬ 
berg, 1914. 

Sil v erb erg, P., Dr., Generaldirektor, 1920. Köln (Rh.), 
Kaiser-Friedrich-Ufer 55. 

Simon, A., Dipl.-Ing., Direktor, 1919. Beuthen (O.-S.), 
Eichendorffstr. 7. 

Simon, W., stud. geol., 1923. Hamburg 23, Wartenau?. 

Simons, H., Dr., Dipl.-Ing., 1910. Düsseldorf, Königstr.6. 

Sobotha, E., Dr., 1924. Minden (Westf.), 6. Pr. Pionicr- 
Batl. 

S o 1 g e r, F., Dr., Prof., 1900. Berlin W 50, Schaperstr. 10. 

Sommer, M., Dr., Studienass., 1920. Marienberg i. Sa., 
Am Bahnhof 4. 

Sommer, Ö. W., Marksch., 1923. Berlin-Spandau, Hasen¬ 
mark 20. 

S o m inermeier, L., Dr., 1908. Berlin-Charlottenburg, 
Hardenbergstr. 43. 

Sondershausen, Gewerkschaft Glückauf , 1920. 
o n n e n s c h e i n, E., Bergw. Dir., 1922. Herbede (Ruhr), 
oergel, W., Dr., Prof., 1909. Tübingen, Geolog. Institut, 
p engl er, E., Dr., Prof., Sekt. Geol., 1923. Wien HI b 
Rasumoffskygasse 23. 

Spiegel, A., Dr., 1921. Darmstadt, Dieburger Str. 150. 

Spitz, W.. Dr., L. Geol., 1907. Freiburg i. Br., Eisenbahn- 
Straße 62 a. 

Stach, E., Dr., Geol., 1920. BerlinN4. Invalidenstr.44. 

Stadler, J., Dr., Geistlicher Rat, Archivar, 1923. Passau. 

Stahl, A., Dr., Bergass., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Stähler, H., Generaldirektor, 1920. Hindenburg (O.-S.), 
Donnersmarckhütte. 

Stamm, A., Dr., Prof., 1920. Uersfeld, Neumarkt 35. 


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247 


Stappenbeck, R., Dr., Ingenieurgeolog, 1904. Werder 
a. d. H., Kemnitzer Str. 50. 

Staesche, K., Dr., 1923. Tübingen, Waldhäuserstr. 10. 

Steeger, A., Dr., 1914. Kempen (Rhld), Vorsterstr. 10. 

Stein, K., Marksch., 1920. Gelsenkirehen II, Grillostr. 69. 

Steiner, Herta, StR., 1924. Königsberg i. Pr., Joachim- 
straße 6. 

Stein mann, G., Dr., Prof., Geh. BR., 1876. Bonn a. Rh., 
Colmantstr. 20. 

Ste 1 z n c r, Gertrud, Dr., 1923. Berlin-Halensee, Georg - 
Wilhelm-Str. 2. 

Stemmer, J., cand. geol., 1925. Tübingen, Geol. Inst. d. 
Univ. 

Steuer, A., Dr., Prof., OBR., 1892. Darmstadt, Herdweg 110. 

Stic ler, K., Dr., 1919. Berlin-Wilmersdorf, Lauenburger 
Straße 8. 

Stier, J., Dr., Dipl.-Berging., 1922. München, Franz-Josef- 
Straße 14. 

Stille, H., Dr., Prof., 1898. Göttingen, Herzberger Land¬ 
straße 55. 

Stiny, J., Dr., Prof., 1921. Bruck a. d. M. (Österreich), 
Höhere Forstiehranstalt. 

Stockfisch, Dr., Chemiker, 1920. Berlin N 4, Invaliden¬ 
straße 44. 

S toi ler. J., Dr., Prof., L. Geol., 1903. Berlin N 4, In¬ 
valide nstr. 44. 

Stolley, E., Dr., Prof., 1890. Braunschweig, Technische 
Hochschule. 

Storz, M., Dr., Ass., 1922. München, Neuhauser Str. 51. 

St rat mann, H., Markseh., 1920. Hamborn (Rhld.), Huf¬ 
straße 20. 

Strem me, H., Dr., Prof., 1904. Danzig-Langfuhr, Techn. 
Hochschule. 

Strobel, E., cand. geol., 1925. Tübingen, Geol. Inst. d. Univ. 

Stromer v. Reichenbaeh, E., Dr., Prof., 1899. 
München, Neuhauser Str. 51. 

Struck, R., Dr., Prof., 1904. Lübeck, Ratzeburger Allee 14. 

S t ü r t z , B., Dr. h. c., 1876. Bonn, Riesstr. 2. 

Stuttgart , Wür Herüber gische Geologische Lande sau! nahm e, 
1903. 

Stuttgart , Württembergische Landesanstalt für Erziehung 
und Unterricht , 1925. Seidenst r. 47. 

Stutzer, O., Dr., Prof., 1904. Freiberg i Sa., Berg¬ 
akademie, z. Z. Bogota (Kolumbien), Apartaio 437. 


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248 


S ü c h t i n g, H., Dr., Prof., 1921. Hann.-Münden, Forst¬ 
liche Hochschule. 

Sundhausen, H., Oberingenieur, 1920. Essen-Bredeney. 
Bredeneyer Str. 23. 

S u e ß, F. E., Dr., Prof., 1905. Wien I, Landesgerichtsstr. 12. 

Tengelmann, E., Generaldirektor, 1920. Essen, Hau¬ 
mannplatz 7. 

Teumer, Th., Oberingenieur, 1922. Grube Jlse (N.-L.). 

The es, W., Marksch., 1920. Bottrop, Velsenstr. 21. 

Thom, H., verw. Moelier, 1920. Berlin W 9, Königin- 
Augusta-Str. 6. 

Thomas, E.. Dr., Dipl.-Berging.. 1922. Cannawurf bei Hel¬ 
drungen (Thür.). 

Thometzek, W., Bergw. Dir., 1922. Berlin-Lichterfeide, 
Karlstr. 89. 

Thost, R., Dr., Verlagsbuchhändler, 1891. Berlin-Licli- 
terfcldc-Ost, Wilhelmstr. 27. 

Thür ach, H., Dr., BR., L.Geol., 1885. Freiburg i. Br., 
Günterstal, Schauinslandstr. 8. 

Tiltnann, N., Dr., Prof., 1907. Bonn, Nußallee2. 

Tod tm an n. Emmy, Dr., 1921. Hamburg 39, Blumen - 
Straße 41. 

Torley, K., Dr., Sanitätsrat, 1920. Iserlohn. 

Tornow, M., Dr., Bergass., 1913. Berlin-Wilmersdorf. 
Nestorstr. 54. 

Tornquist, A., Dr., Prof., Hofrat, 1891. Graz (österr.). 
Gabriel-Seidi-Gas8e 10. 

Trainer, M., Erster BR., 1920. Wattenscheid, Wilhelm- 
straßeö. 

Trefzger, E., cand. geol., 1923. Freiburg i. Br., Gcol. 
Inst. d. Univ. 

Troll, K., Dr., Ass., 1923. München, Wilhelmstr. 12II l. 

Trösken, W., Marksch., 1920. Disteln, Post Herten 
(Westf.), Hertener Str. 350. 

Trümpelmann, Dr., Bergass., 1923. Mariadorf bei 
Aachen. 

Tübingen, Geologisch-Paläontologischcs Institut der Uni¬ 
versität, 1322. 

Tuch, Oberpostrat, 1922. Berlin-Lichterfelde-Ost, Lange 
Straße 1. 

T u c h e 1, G., Dipl.-Berging., 1924. Berlin N 65, Seestr. 98 

Tyroff, F., Steinbruchbesitzer, 1920. Ileiligenhaus 
(Niederrhein). 


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249 


üdluft, H., Dr., Geol., 1922. Frankfurt a. M., Born¬ 
wiesenweg 43. 

Uhlemann, A., StR., 1910. Plauen i. Vogtl., Blücherstr. 9. 

U h 1 i g, A., Lehrer, 1922. Dresden-Kemnitz, Hohe Str. 3. 

Ulrich, A., Dr., 1886. Dresden, Wintergartenstr. 4. 

Ünter-Esckbach, Bez. Köln, Akt.-Ges. des Altcnbergcs 
(Vieille Montagne, Abt . Bensberg), 1914. 

U t e s c h e r, K., Dr., 1924. Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

Vacek, M., Dr., Chefgeol., 1882. Wien HE, Rasumoffsky- 
gasse 23. 

Vater, H., Dr., Prof., Geh. Forstrat, 1886. Tharandt, 
Forst- Akademie. 

Vogelbeck bei Salzderhelden, Gewerkschaft Siegfried 7, 
1922. 

Vogt, J. H. L., Dr., Prof., 1891. Trondjem, Norwegen, 
Technische Hochschule. 

Vollhardt, A., Bergdirektor u. BR., 1920. Lehesten 
(Thür.), Staatsschieferbrüche. 

Vorbrodt, W., Marksch., 1920. Wanne-Röhlinghausen, 
Roonstr. 2. 

Wagener, R., Oberlehrer, 1923. Bergedorf bei Hamburg, 
Wentorfer Str. 30. 

Wagner, G., Dr., Prof., 1923. Nagold, Lehrerseminar. 

Wagner, R., Dr., Oberlehrer, 1886. Zwätzen bei Jena, 

A ckerbauschule. 

Wagner, W., Dr., 1911. Darmstadt, Ecke Grafen- und 
Wiesenstr. 

Wahl, E., StR., 1921. Hamborn (Rhld.), Realgymnasium, 
Meidericher Straße. 

Freiherr Wai t z von Eschen, F., Dr., 1902. Kassel, 
Opernplatz. 

Waldenburg i. Schl., Nieder schlesische Steinkohlen-Bergbau- 
Hilfskasse, 1864. 

Walger, Dr., StR., Pd., 1923. Darmstadt, Am Krlen- 
berg 14. 

Walter, W., Berg- u. Verm.-Rat, 1920. Bonn, Bismarck¬ 
straße 8. 

Walther, J., Dr., Prof., Geh.Reg.-R., 1883. Halle a. S., 
Domstr. 5. 

Walther, K., Dr., 1902. Montevideo (Uruguay), Camino 
Millan 376. 

Wann er, J., Dr., Prof., 1907. Bonn, Nußallec 2. 

Wasmuth, J., Marksch., 1920. Gelsenkirchen 4, Christinen¬ 
straße 4. 


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260 


1 Wattenscheid , Rheinische Stahlwerke, 1914. 

Weber, Hans, Di\, StR., 1923. Eisenach, BarfüßerStr. 15 

Weber, Heinrich. ORR., 1920. Breslau 18, OBAmt. 

Weber, K. A., Dr., Bergass., 1920. Halle (Saale), Rie- 
beckplatz 1. 

Weber, M., Dr., Prof., 1899, München, Neuhauser Str. 51. 

Wedding, F. W., Bergass., 1907. Essen, Ruhrallee 16. 

Wedekind, R., Dr., Prof., 1907. Marburg (Laim), 
Friedrichplatz 3. 

v. Wedelstaedt, L., Bergass., 1923. Berlin NW 40, 
Reichsarbeitsministerium. 

Weg, M., Buchhandlung u. Antiquariat, 1914. Leipzig, 
Königstr. 3. 

Wo g , O., 1923. Leipzig, Königstr. 3. 

Wegner, Th., Dr., Prof., 1904. Münster i. W., Pferde- 
gassc- 3 

Wehberg, W., Marksch., 1920. Marten (Kreis Dortmund), 
Bahnhof str. 48. 

Wcickhardt, R., Obersteiger u. Bureauvorsteher, 1920. 
Halle a. S., Wegscheider Str. 7. 

Weidmann, C., stud. geol., 1923. Frankfurt a. M.. 
Bockenheimer Anlage 48. 

W eigelt, J., Dr., Prof.. 1919. Halle a. S., Bernburger 
Straße 28. 

W e i 1 e r, W., Dr., 1923. Worms, Libenauer Str. 48. 

Wein, K., Mittelschullehrer, 1922. Nordhausen, Körner¬ 
straße 13. 

Weinert, E., StR., Prof., Museumsdirektor, 1920. Dort¬ 
mund, Märkische Str. 60. 

Weingardt, W., Marksch., 1920. Luisenthal (Saar), 
Park str. 74. 

Weingärtner, P. Reginald, M. O. P., 1912. Vechta 
(Oldenburg), Missionsschule der Dominikaner. 

Weinreich, W., Dr., Bibliothekar, 1923. Frankfurt a. 
M.-Eschersheim, Linden-Ring 10. 

Weise, E., Prof., 1874. Plauen i. Vogtl. 

Weiser, F. M., StR., 1910. Leipzig-Eutritzsch, Delitz- 
scher Str. 71. 

Weissermel, W., Dr., Prof., L. Geol., 1891. Berlin N 4, 
Invalidenstr. 44. 

Weiß, A., Dr., 1895. Hildburghausen, Schloßgasse 9. 

Weithofer, Iv. A., Dr., Generaldirektor, 1923. München, 
Maxi m ilia.nspla.tz 12. 


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251 


Weiter, O., Di\, Prof., 1907. Bonn, Beringstr. 4. 

Wenner, P., Studienass., 1923. Witten, Parkweg. 

Wentzel, J., Dr., Realschul-Prof., 1889. Warnsdorf 
(Böhmen). 1. Bezirk, Zollstr. 10. 

W e n z , W., Dr., StR., 1920. Frankfurt a. M.. Gwinnerstr. 19. 

Wepfer, E., Dr., Prof., 1908. Stuttgart, Ulrichstr. 7. 

W e r n e r , H., Ersttu’ BR., 1920. Celle, Bahnhofstr. 30II. 

Werth, E., Di'., Prof., Reg. R., 1908. Berlin-Wilmersdorf, 
Binger Str. 17. 

van Werveke, I,.. Dr., Geh. BR., 1879. Magdeburg, 
Kleine Dicsdorfer Str. 10. 

Wessi i n g, W., Markseh., 1920. Bork (Kreis Lüding¬ 
hausen), Selmerstr. 128. 

II esteregeln (Be. r. Magdeburg), Consolidierte Alkaliwerke , 
Akt.-Ges. /. Bergbau u. chemische Industrie , 1914. 

W e ster m a n n , H., Dr., Bergass. a. D., Generaldirektor, 
1920. Kohlscheidt (Kr. Aachen). 

Wetzel, W., Dr., Prof., StR., 1910. Kiel, Düppelstr. 71. 

Wetzlar , Buderussche Eisenwerke , 1914. 

Weyer, G., Dipl.-Berging., Berg w. Dir., 1922. Bitterfeld, 
Lindenstr. 2 a. 

Wichmann, A., Dr., Prof., 1874. Hamburg5, Schmi- 
linskystr. 19 III. 

Wich mann, R., Dr., Geol., 1909. Hamburg 23, Richard¬ 
straße 88. 

Wickum, H., Markseh., 1920. Hamborn (Rhld.), Sophien¬ 
straße 49. 

Widenmcyer, O., Dipl.-Ing., 1906. Buenos Aires, Calle 
25 de Mayo 195. 

Wiechel t, W., Dipl.-Berging., 1920. Baicoi (Rumänien), 
in. B. Societate „Forajul“. 

W i c g c r s , F., Dr., Prof., L. Geol., 1896. Berlin N 4, In- 
validcnstr. 44. 

Wien, TJnircrsifäfs-Bibliothek. 1881. 

Wienke, H., Bergass., 1920. Hervest-Dorsten (Westf.), 
Halterner Str. 20. 

Wilckens, O., Dr., Prof., 1901. Bonn, Scharnhorststr. 4. 

Wi Icke ns, R., Dr., StR.. 1909. Hannover. Sallstr. 31. 

Wilke, W., Bergass., 1920. Derne (Kreis Dortmund), 
Gneisonaustr. 6. 

Willert, J., BR., 1920. Hannover, Ferdinandstr. 46. 

G illing, II., l)r., Borgass., 1920. Eisern (Kreis Siegen). 

Willruth. K., Dr.. Ass., 1919. 


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252 


Wilser, J., Dr., Piof., 1914. Freiburg i. Br., Landsknecht- 
straßc 5. 

Winkler-Hermaden, A., Dr., Pd., Sekt. Geol., 1923. 
Wien III, Rasumoffskygasse 23. 

Winnacker, E., Bergass., Bergw.Dir., 1920. Marienbad, 
Villa Opitz. 

Winter, O., Dipl.-Berging., Bergw. Dir., 1920. Brauns¬ 
dorf, Kr. Querfurt. 

Wischniakow, N., Staatsrat, 1876. Heidelberg, Neuen- 
heimer Landstr. 36. 

Wischnowski, E., Marksch., vereid. Landmesser, 1920. 
Beuthen (O.-S.), Hohcnzollerngrube. 

Witt mann, H., Lehrer, 1912. Dortmund-Köme, Libori- 
straße 33. 

Woldstedt, P., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invaliden¬ 
straße 44. 

Wolf, B., Dr., Landgerichtsrat. 1923. Charlottenburg 5, 
Kuno-Fischer-Platz 1. 

von Wolf, H., Dr., Ass., 1924. Innsbruck, Geol. Inst. d. 
Univ. 

von Wolff, F., Dr., Prof., 1895. Halle a. S., Reichhardt¬ 
straße 3. 

Wolff, W., Dr., Prof., Abteilungsdirektor, 1893. Berlin 
N 4, Invalidenstr. 44. 

Wolfram, H., Ingenieur, 1921. Düsseldorf, Kapellstr. 9 B. 

Woermann, Stadtschulrat, 1914. Dortmund, Heiliger 
Weg 11. 

Woeste, A., Bergass., 1920. Phillippstal (Werra). 

Wulff, R., Dr., 1921. Aachen, Technische Hochschule. 

Wunderlich, E., Dr., Prof., 1917. Stuttgart, Herdweg5. 

Wünschmann, Dr., StR., 1914. Halberstadt, Moltke- 
straße 57 H. 

Wunstorf, W\, Dr., Prof., L.Geol., 1898. BerlinN4, 
Invalidenstr. 44. 

Würfel, A. G., Dr., Schriftleiter, 1920. Köln, Kölnische 
Zeitung. 

Wurm, A., Dr., Reg.Geol., Pd., 1910. München, Fürsten¬ 
straße 15 n. 

Wurm, C., Marksch., 1920. Heessen bei Hamm (Westf.). 

Würzburg , Mineral.-GeoL Institut der Vniversit&iy 1899. 

Wüst, E., Dr., Prof., 1901. Kiel, Universität. 

Wüstenhagen, K., Di., StR., 1922. Berlin-Pankow, 
Brennerstr. 36. 


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253 


Wy so gor ski, J., Di\, Prof., 1898. Volksdorf bei Ham¬ 
burg, Diekkamp 35. 

W y s s, Th., Dr., Pd., 1924. Danzig-Langfuhr, Technische 
Hochschule. 

Yakowlew, X., Prof., 1922. Leningrad, Berginstitut. 

Zell, M., Generaldirektor, 1920. Halle a. S., Kurallee 18. 

Zelter, W., Stadtbaumeister, 1920. Unterbarmen, Hessein- 
bergstr. 46. 

Zier vogel, W., OBR., 1920. Wernigerode, Böllhasen- 
tai 6. 

Zimmer, Berginspektor, 1922. Grube Ilse, (N.L.). 

Zimmer, W., Bankier, 1920. Lowenberg (Schles.), 

Markt 211/212. 

Zimmer mann (I), E., Dr., Prof., Geh. BR., L.Geol., 
1882. Berlin N 4, Invaiidenstr. 44. 

Zimmermann (II), E., Dr., BR., Bez. Geol., 1909. 
Berlin N 4, Invaiidenstr. 44. 

Zobel, Rektor, 1910. Berlin-Lichterfelde, Sophienstr. 7. 

Zoller, BR., 1915. Berlin N 4, Invaiidenstr. 44. 

Zückert, R., Berging., 1923. Leitmeritz (Böhmen), 
Marktplatz. 

Zunker, F., Dr., Prof., 1924. Breslau 16, Hansastr. 25. 

Zwierzycki, J., Dr., Dipl.-Berging., 1914. Bandoeng 
(Java), Lambangweg 57. 


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■ 


SEP 2 5 1924 


NC£ LlBRAWf 



Zeitschrift 


der 


Deutschen Geologischen Gesellschaft. 

(Abhandlungen und Monatsberichte.) 


B. Monatsberichte. 


Nr. 1-4. 


1924. 


76. Band. 

(Mit 2 Tafeln.) 

Berlin 1925. 

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart 


INHALT. Seite 

Protokoll der Sitzung am 9. Januar 1924 . 1 

„ „ ' „ „ 6. Februar 1924 . 2 

„ „ „ „ b. März 1924 . . . . • . 2 

„ 2. April 1924 . 3 

Vorträge: 

GAGEL, C.: Über den wolhynischen Löß./, 4 

STAPPENBECK, R.: Über Typen andiner Kupferlager¬ 
stätten (Titel). 1 

KEGEL, W.: Über oolithische Eisenerze im Produktiven 

Karbon (Titel). 2 

FULDA, E.: Über die Entmischung der Mutterlaugen vor 
Bildung der Kalisalzlagerstätten in der Zechsteinzeit 2, 7 
GAGEL, C.: Über den sogen, unteren tonigen Geschiebe¬ 
mergel von Frankfurt a. 0. 3, 31 

HAACK,H.: Über die nordwestfälisch-lippische Schwelle 3, 33 
' BARTLING, R.: Über den Gebirgsbau im westfälisch¬ 
holländischen Grenzgebiet. (Hierzu Tafel I) . . . . 3, 52 
QULRING, H.: Über Wesen und Ursprung der post- 
varistischen Tektonik Nordwestdeutschlauds. (Hierzu 

Tafel II und 3 Textfiguren). 3, 62 

SEIDL, E.: Die Höttinger Brekzie, die Exotika und andere 
Merkwürdigkeiten der nördlichen Kalkalpen (Titel) . 3 

JAEKEL, O.: Über die Liparischen Inseln (Titel) ... 4 

GRUPE, O.: Bemerkungen zum Vortrage von Herrn Qüirinp 87 
Briefliche Mitteilungen: 

NAUMANN, E.: Zur Kenntnis der alluvialen und jung- 
diluvialen Schotter im mittleren Weser- und Saaletal 89 
Neueingänge der Bibliothek .. 96 



Go gle 




























Deutsche Geologische Gesellschaft 


Vorstand für das Jahr 1924 


Vorsitzender: 
Stellvertretende } 
Vorsitzende: \ 
Schatzmeister: 
Archivar: 


Herr Krusch Schriftführer: Herr Bäbtlino 

„ Pompeckj „ LfiüCHS-München 

„ Deecke- Freiburg i. Br. „ Solger 

„ PlCABD „ MESTWERDT 

„ Dienst 


Beirat für das Jahr 1924 

Die Herren: Broili- München, Buxtorp- Basel, Cloos- Breslau, Erdmanns- 
dörffer- Hannover, Fliegel- Berlin, Schumann - Grube Jlse, N.-L., Stremme- 
Danzig, SuESS-Wien, Wegner- Münster. 


Mitteilungen der Schriftleitung. 

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und 
Monatsberichte wird um umgehende 'Erledigung aller Korrekturen gebeten. 

Die Manuskripte sind druckfertig und möglichst in Maschinenschrift ein¬ 
zuliefern. Der Autor erhält in allen Fällen eine Fahnenkorrektur und nach 
Umbrechen des betreffenden Bogens eine Revisionskorrektur. Eine dritte 
Korrektur kann nur in ganz besonderen Ausnahmefällen geliefert werden. Für 
eine solche hat der Autor die Kosten stets zu übernehmen. 

Im Manuskript sind zu bezeichnen: 

Überschriften (halbfett) doppelt unterstrichen, 

Lateinische Fossilnamen (kursiv!) durch Schlangenlinie, 

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen, 

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen. 

- □ - 


Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende 

Adressen benutzen: 

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an 
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bartling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128. 

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener 
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an 
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4 , Invalidenstr. 44 . 

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat 
Prof. Dr. IVlestwerdt, Berlin N 4 , Invalidenstr. 44 . 

4 . Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬ 
logischen Gesellschaft, Berlin N 4 , Invalidenstr. 44 . 

5. Die Beiträge sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von 
Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬ 
sellschaft in Berlin N 4 beim Postscheckamt Berlin NW 7 Nr. 38581 zu 
überweisen. 

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard, 
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden. 


Go gle 









Zeitschrift 

der 

Deutschen Geologischen Gesellschaft. 


B. Monatsberichte. 

Nr. 1-4 


1924. 


Protokoll der Sitzuftg am 9. Januar 1924. 

Vorsitzender: Herr Krusch. 

Der Vorsitzende begrüßt die Gesellschaft zum neuen 
Jahr und erwähnt die besondere Lage des Vorstands, dessen 
Wahl wegen finanzieller Schwierigkeiten nicht satzungs- 
gemäß vollzogen,, worden ist und daher der nachträglichen 
Zustimmung der diesjährigen Hauptversammlung bedürfen 
wird. 

Die Gesellschaft hatte am 1. Januar 1924 eine Mit¬ 
gliederzahl von 1116 und 7 Ehrenmitgliedern. 

Neu aufgenommen werden die Herren: 

Herr Dipl. Bergingenieur Tuchel in Charlottenburg; 

Herr Studienrat Willi Bothe in Bad Salzuflen; 

Herr Dr. Jämcke, Berlin-Dahlem, Kaiser-Wilhelm-In¬ 
stitut für phys. Chemie. 

Nach Vorlage der Eingänge für die Bücherei erteilt 
der Vorsitzende das Wort Herrn GAGEL zu dem Vortrag: 
«Über den wolhynischen Löß“ 1 ). 

An der Besprechung beteiligen sich die Herren St appen- 
beck, Ginsburg, Wunstorf, Grupe, Krusch, Keilhack 
und der Vortragende. 

Hierauf spricht Herr STAPPENBECK: „Über Typen 
andiner Knpferlagerstätten“ 2 ). An der Aussprache nehmen 
teil die Herren Berg, Krusch und der Vortragende. 

Hierauf wird die Sitzung geschlossen. 


v. w. 0. 

Solger. Krusch. Dienst. 


*) Siehe S. 4. 

*) Der Vortrag erscheint in den Abhandlungen. 


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2 


Protokoll der Sitzung am 6. Februar 1924. 

Vorsitzender: Herr Keusch. 

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung mit der Mitteilung, 
daß als Mitglied der Gesellschaft vorgeschlagen ist: 

Herr Dr. Kurt Utescher, Chemiker an der Geologischen 
Landesanstalt in Berlin. 

. Der Vorgeschlagene wird aufgenommen. 

Die als Geschenk eingegangenen Druckscliriften werden 
vorgelegt und vom Vorsitzenden besprochen. 

Darauf hält Herr W. KEGEL seinen Vortrag (mit Licht - 
bildern) „Über oolithische Eisenerze im Produktiven 
Karbon“. 

An der Erörterung beteiligen sich die Herren 
Pompbckj, W. E. Schmidt, E. Seidl, Hauff, der Vorsitzende 
und der Vortragende. 

Herr E. FULDA spricht sodann „Über die Entmischung: 
der Mutterlaugen vor Bildung der Kalisalzlagerstfttten 
in der Zechsteinzeit“ 1 ). 

An der Besprechung des Vortrags nehmen die Herren 
Beyschlag, E. Seidl, Range, Heykes, Pompeckj, Zimmer¬ 
mann i und der Vortragende teil. 


V. W. 0. 

Dienst. Keusch. Bartling. 


Protokoll der Sitzung am 5. März 1924. 
Vorsitzender: Herr Pompeckj. 

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und macht Mit¬ 
teilung von dem Ableben der Herren Crecelius, Dohm, 
Höfer, Lori£ und Poöta* Die Anwesenden erheben sich 
zu Ehren der Verstorbenen. 

Als neue Mitglieder werden aufgenommen: 

Herr Dr. Wilhelm Grauch in Basel, Holbeinstr. 71; 
Herr Oberingenieur Beil in Königsberg i. Pr., Augusta- 
straße 131; 


i) Siehe S 7. 


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3 


Herr Chemiker C. Plowact in Königsberg i. Pr., Tuch- 
mache rstr. 1. 

Sodann werden die Neueingänge für die Bibliothek vor¬ 
gelegt. 

Hierauf hält Herr GAGEL einen Vortrag „Über den 
sogen, tonigen unteren Geschiebemergel von Frankfurt 
a. O.“ 1 ). 

An der Besprechung beteiligen sich die Herren Keil¬ 
hack und der Vortragende. 

In einer Vortragsgruppe über das Münsterland und 
seine Umrahmung sprechen: 

Herr HAACK: „Über die nordwestfälisch-lippische 
Schwelle“ 2 ), 

Herr BARTLING: „Über den Gebirgsbau Im west¬ 
fälisch-holländischen Grenzgebiet“ 8 ) und 

Herr QUIRING: „Über Wesen und Ursprung der 
postvaris tischen Tektonik Nord Westdeutschlands“ 1 ). 

An der Besprechung beteiligen sich die Herren Grupe, 

WüESTOBF, WOLDSTFDT, PABCKELMANN, ME8TWERDT, FLIE- 

gel, W EIS8ERMel, die Vortragenden und der Vorsitzende, 
v. w. o. 

POMPECKJ MESTWERDT. BARTLING. 


Protokoll der Sitzung am 2. April 1924. 

Vorsitzender: Herr Krusch. 

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung mit Besprechung 
der als Geschenk für die Bücherei eingegangenen Druck¬ 
schriften. 

Er erteilt dann das Wort Herrn E. SEIDL zu dem 
Vortrag: „Die Höttiqger Brekzie, die Exotika und 

andere Merkwürdigkeiten der nördlichen Kalkalpen“. 

An der Erörterung beteiligen sich die Herren Michael, P. 
G. Krause, Bäbtling, Jaekel und der Vortragende. 

l ) Siehe S. 31 

*) Siehe S. 33. 

8 ) Siehe 3. 52. 

*) Siehe S. 62. 

1 * 


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4 


Sodann trägt Herr O. JAEKEL unter Vorlage selbst¬ 
gemalter Bilder vor „Über die Liparischen Inseln“. 

Mit dem Dank der Gesellschaft an die Vortragenden 
schließt der Vorsitzende die Sitzung. 


v. w. o. 

Dienst. Krusch. Bartling. 


Vorträge. 


Der Löfl in Wolhynien. 

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 9.»Januar 1924.) 

Von Herrn C. Gagel. 

Im Kriege hatte ich Gelegenheit, als Kriegsgeologe 
reichlich 100 km frische Schützengrabenprofile im Löß 
Wolhyniens zu sehen und genauer zu studieren. Die ein¬ 
gesammelten Bodenprofile sind dann im Laboratorium der 
Pr. Geol. Landesanstalt genau untersucht und ergaben das 
Resultat, daß der Löß Wolhyniens mit seiner Schwarz¬ 
erdrinde nach seiner physikalischen (52 bis 72o/ 0 „Lößstaub“ 
von 0,05 bis 0,01 mm Korngröße!) und chemischen Be¬ 
schaffenheit genau übereinstimmt mit dem mittel- und 
westdeutschen' Löß, daß er aber wesentliche Unterschiede 
zeigt von (lern Löß der süd- und ostrussischen Tschor- 
nosiomgebiete. Nach den in der russischen Literatur ver¬ 
öffentlichten Analysen des ost- und südrussischen Tscher- 
nosiom ist dieser wesentlich tonreicher (Überwiegen der 
feinsten Tonbestandteile über die typischen Lößkorngrößen 
von 0,05 bis 0,01 mm Korngröße). Dieser typische Löß 
mit der üblichen Lößschneckehtauna, liegt nun in dem 
ganzen Gebiet südlich einer etwa von Wladimir Wolynsk 
nach Osten verlaufenden Linie auf einer Erosionslamdschaft 
der. senonen Kreide, teils direkt auf dieser, teils mit 
Zwischenlagerung anders ausgebildeter lößai*tiger Sedimente. 
Sehr oft liegt unter dem typischen, porösen, ungeschichteten 


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Löß ein wesentlich ton- und kreidestaubreicherer, geschich¬ 
teter, Tester, nicht poröser „Löß" mit Süß wasserfossilien: 
Tutkowskis „Seelöß“. Dieser tonige, geschichtete „See¬ 
löß“ zeigt nach der mechanischen Analyse, daß hier die 
feinsten, „tonigen“ Bestandteile unter 0,01 mm (39,6 bis 
63°o) den typischen Lößkorngrößen von 0,05 bis 0,01 mm 
mindestens gleichkommen oder sie gar noch wesentlich 
übertreffen (28,8 bis 44<>/o), er gleicht anscheinend in seiner 
physikalischen Zusammensetzung sehr genau dem süd- 
und ostrussischen Töchernosiom, und enthält 22 bis 51% 
Kalkgehalt. 

Zum Teil liegt unter dem (bzw. unten im) typischen 
gelben Löß ein sehr kalkreicher, brauner Löß von etwas 
anderer physikalischer Beschaffenheit, mit ganz unregel¬ 
mäßigen, scharfen Grenzen; 

An nicht wenigen Stellen liegt unter dem hellgelben, 
typischen Löß ein ganz verwitterter, kalkfreier, 
brauner, z. T. tiefbrauner bis schwarzbrauner Löß, 
eine alte Schwär z er debil düng, die größtenteils 
recht genau mit der jungen, oberflächenbildenden Schwarz¬ 
erderinde übereinstimmt und stellenweise noch auf ver¬ 
witterten, eisenschüssigen Diluvialsanden draufliegt, z. T. 
in Verbindung mit faunaführenden Tonen — es ist ein© 
typische Interglazialbildung 1 )! Bei Wladi¬ 
mir Wolynsk liegt oben auf dem Windmüh¬ 
lenberg auf typischem Löß noch eine bis 
0,5m mächtige Schicht von diluvialem Ge¬ 
schiebesand darauf, mit faustgroßen, nor¬ 
dischen, kristallinen Geschieben! Nach 
Norden zu schließt sich ah das typische Lößgebiet ein 
Sandergebiet, das stellenweise noch von lößähnlichen, kalk¬ 
freien Feinsanden bedeckt wird, di© in ihrer physikalischen 
und chemischen Beschaffenheit gut mit den Feinsandm 
des Fläming und den nordhannoverschen „Flottlehmen“ über¬ 
einstimmen. 


t) Vgl Erläuterungen zu Blatt Langensalza, Lieferung 128 der 
Geolog. Karte von Preußen, S. 64 und diese Zeitschr. Bd. L, 1898, 
8. 179—186. Herr E. Naumann war so liebenswürdig, mich darauf 
aufmerksam zu machen, daß das im Centralbl. f. Mineral. 1910,8.189, 
kurz angeführte Profil am Bahnhof Ossmanstadt (östlich Weimar) 
anscheinend genau den Wolhynischen Profilen entspricht. Dort liegt 
frischer Löß, z. T. mit einer Lößlehmdecke, auf einem älteren 
humosen Lößlehm, der von gelbem Lößlehm und von kalk¬ 
haltigem Löß unterlagert wird. 


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Ebenfalls nördlich von der Grenze des geschlossenen, 
typischen Löß, liegen bei Kisielin in der Gegend! der süd¬ 
lichsten nordischen Grundmoränen unter diesen in 5 bis 
6m Tiefe grünlich-weiße und leuchtend- gelbe, kalk¬ 
freie Feinsande von der typischen Lößstruktur, 
die auch in der Körnung sehr genau mit dem echten Löß 
übereinstimmen, aber völlig kalkfrei sind. -Es scheinen 
ursprüngliche, unveränderte Bildungen zu sein, da 
sie mit dem verwitterten Lößlehm gar keine Ähnlich¬ 
keit zeigen, mit dem typischen jungen Löß aber sonst genau 
übereinstimmen! 

Die senone .Kreide,. auf der der Löß direkt oder mit 
Zwischenlagerung unbedeutender diluvialer Sand- und Ton- 
schichten draufliegt, zeigt größtenteils eine sehr auffallende 
„Brockenstruktur“, sie besteht aus lauter kleineren und 
größeren Brocken mit ganz feinem, kreidigem Bindemittel 
und zwar weit südlich von den äußersten südlichsten Grund¬ 
moränenresten I 

Wie diese Brockenstruktur zu erklären ist, ist mir 
mangels jeglicher positiver Beweise für die Anwesenheit 
und Mitwirkung des nordischen Eises bei der Ausbildung! 
dieser Struktur, ganz unerklärlich — es fehlen alle nor¬ 
dischen Geschiebe darin— ich’ habe eine ähnliche Struktur 
nur einmal in den Kreideschollen gesehen, die im’ Diluvium 
von Sophiental bei Waren zutage treten. 

Auch die Grenze vom Löß oder „tonigen LÖß“ zur Kreide 
ist ganz unregelmäßig und sieht oft wie verquetscht und 
verknetet aus, ebenfalls weit südlich von allen Moränen¬ 
resten und ohne daß irgendwelche nordischen Geschiebe 
zu beobachten wären. 

Die genauere Beschreibung und die Analysen des wo!-’ 
hynischen Löß sind in einer demnächst im Jahrbuch der 
Pr. Geol. Landesanstalt für 1922 Bd. XLI3I, S. 273 bis 
322, erscheinenden Arbeit, enthalten! Dort sind auch eine 
größere Anzahl chemischer Analysen, sowohl mit Salzsäure 
als auch mit konzentrierter Schwefelsäure mitgeteilt, die 
den Anteil der tonigen und zeolithischen Bestandteile des 
Löß darstellen. 


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7 


Studie über die Entstehung der Kalilager- 
st&tten des deutschen Zechsteins. 

(V ortrag, gehalten in der Sitzung am 6. Februar 1924.) 

Von Herrn Ebnst Fulda. 

(Mit 4 Textfiguren.) 

In zwei Veröffentlichungen habe ich bereits meine 
Ansichten über die Entstehung der Zechsteinsalze zum Aus¬ 
druck gebracht 1 ). Dabei habe ich mich teils auf die An¬ 
schauungen älterer Autoren gestützt, teils neue Gesichts¬ 
punkte hervorgehoben, die sich aus einer vergleichenden 
stratigraphischen Betrachtung der vorhandenen Aufschlüsse 
ergeben. 

In der vorliegenden Arbeit, zu der ich mannigfache 
Anregungen durch eine im Sommer 1923 ausgeführte Stu¬ 
dienreise im Südharzkaligebiet erhalten habe, beabsichtige 
ich, meine bisherigen Veröffentlichungen durch speziellere 
Betrachtungen über die Entstehung der Kalisalzlagerstätten 
selbst zu ergänzen. Besonders kommt es mir darauf an; 
zur Klärung der immer wieder erörterten Frage der Be¬ 
ziehungen zwischen Carnallitgestein und Hartsalz beizu¬ 
tragen. Meine Betrachtungen darüber betreffen besonders 
das Ältere Kalilager des Hauptbeckens. 

Bisher hat man fast allgemein das Hartsalz als ein 
metamorphes Gestein aufgefaßt, während das Car¬ 
nallitgestein wenigstens, soweit es regelmäßig geschichtet 
auftritt, von den meisten Forschern als eine primäre Salz¬ 
bildung gedeutet wird. Ueber die UmwandlungsVorgänge 
selbst, denen das Hartsalz seine Entstehung verdanken soll, 
sind die verschiedenartigstell Ansichten geäußert und zwar 
teils vorwiegend auf geologische, teils mehr auf chemische 
Untersuchungen aufgebaut worden. 


*) Vgl. Fulda: Entstehung und Einteilung der deutschen Kali¬ 
salzlagerstätten. Z. f. Pr. Geol., 29. Jahrg. 1921, S. 161—166. 

— Zur Entstehung der Zechsteinsalze. Z. d. D. G. G., 1923, 
Abhandl. S. 1—13. 


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Everding 2 ) vertritt die Auffassung, daß zunächst all¬ 
gemein als Endglied der Eindampfung ein geschichtetes 
Carnaliitgestein entstanden sei, das bald nach seiner Ent¬ 
stehung vor der Bedeckung mit jüngeren Bildungen durch 
Auflösung teilweise wieder zerstört worden sei. Aus den dabei 
entstandenen Laugen habe sich dann an anderer Stelle Hartsalz 
durch erneute Eindampfung gebildet (Deszendentes Hartsalz). 

Diese Theorie ist neuerdings allgemein aufgegeben wor¬ 
den, besonders seitdem durch Schünemann 3 ), Rözsa 4 ) und 
Lück 5 ) nachgewiesen wurde, daß das Hartsalz von Sta߬ 
furt (Berlepschschacht) Steinsalzbänke enthält, die strati¬ 
graphisch mit -gleichen Bänken im benachbarten Carnallit- 
gestern übe reinstimmen. Diese Beobachtung beweist, daß 
beide Gesteine gleichzeitig und nicht wie Everding 
annahm, nacheinander entstanden sind. 

Schünemann und Rözsa sind jedoch beide der Ansicht,. 
daß das Hartsaiz kein ursprüngliches, in der Zechsteinzeit 
gebildetes Salzgestein sei. Schünemann spricht von einer 
sekundären metasomatischen Entziehung von Chlormagne- 
siumlaugen bei beginnender Erhebung des ganzen Salzge¬ 
birges. Bözsa nimmt thermometamorphe Vorgänge an, von 
denen weiter unten noch die Rede sein soll. 

Van t’Hoff hat nachgewiesen, daß die Paragenese von 
Kieserit und Sylvin erst bei Temperaturen von mindestens 
72° Celsius möglich ist. Nach seiner Ansicht ist aller¬ 
dings eine sekundäre Entstehung von Hartsaiz auch bei 
tieferen Temperaturen nicty: ausgeschlossen. Wenn z. B. 
Wasser von 25° auf ein Gemenge von Carnallit. und Kieserit 
einwirke, so werde aus dem ersteren Chlormagnesium leicht 
herausgewaschen, der Kieserit aber werde, namentlich 
solange noch Chlormagnesium zugegen ist, sehr langsam 
angegriffen. Fließe die entstandene Chlormagnesiumiösung 
bald wieder ab, so bleibe ein Gemenge von Kieserit und 
Sylvin zurück 6 ). 


*) Vgl. Beyschlag, Everding: Zur Geologie der deutschen 
Zechsteinsalze. 1907. 

*) Vgl. F. Schünemann: Untersuchungen auf den Kaliwerken 
des Staßfurter Sattels. Z. f. Pr. Geologie, 1913, Bd. 21, S. 205. 

4 ) Vgl. Rösza: Über den organischen Aufbau der Staßfurter 
Salzablagerungen. Staßfurt 1912. 

6 ) Vgl. H. Lück: Über den Parallelismus der Hartsalz- und 
Carnallitablagerungen im Berlepschbergwerk bei Staßfurt. Kali 
1913. H. 3, S. 50. 

*) van t’Hoff und Meyerhoffeh: Sitzungsbericht der Aka¬ 
demie, Berlin 1902, S. 1107. 


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9 


Im Sinne van t’Hoffs hat Pbecht 7 ) eine Entstehung 
des Hartsalzes aus Carnallitgestein angenommen. Er ver¬ 
mutet, daß unmittelbar nach der Entstehung des Kalilagers 
in seiner ursprünglichen Form als Carnallitgestein infolge 
Überflutung mit verdünnten Lösungen stellenweise das Chlor¬ 
magnesium herausgelöst worden sei. Von dem Mineral Car- 
nallit sei dabei Sylvin übrig geblieben. Precht bezeichnet 
daher das Hartsalz als eine sekundäre Salzbildung am ur¬ 
sprünglichen Orte. Dieselbe Auffassung habe ich in meinem 
bisherigen Veröffentlichungen vertreten. Ich halte jedoch 
jetzt nicht mehr daran fest, wie ich weiter unten noch aus¬ 
einandersetzen werde. 

Im Gegensatz zu Precht nimmt Naumann 8 ) eine Durch¬ 
tränkung des Kalilagers unter Hartsalzbildung durch Ent¬ 
ziehung von Chlormagnesium erst zur Zeit tektonischer Be¬ 
wegungen nach Ablagerung der Triasschichten an. 

Erdmann 9 ) neigt dazu, die Hartsalze des Südharz- und 
des Werragebiets als ursprüngliche Bildungen aufzufassen, 
und scheut sich nicht, für sie eine Bildungstemperatur 
über 72° in der Zechsteinzeit selbst anzunehmen. 

In neuester Zeit hat die Theorie der thermometa- 
morphen Entstehung der Kalisalze viel Anklang gefunden. 
Mit dieser Anschauung beschäftigen sich Arbeiten von Ar- 
rhbnius, Lachmann, Rinne, Jänecke, Rözsa u. a. Be¬ 
sonders eingehend hat Jänecke 10 ) sich mit dieser Ent¬ 
stehungsweise befaßt. Er nimmt an, die Salzausscheidung 
zur Zechsteinzeit sei bei einer Temperatur von etwa 15 
bis 35° erfolgt. Unter dieser Voraussetzung muß sich 
aus einer Lösung, die prozentual dem heutigen Meerw r asser 
entspricht, folgende Schichtenfolge auskristallisieren 11 ). 


7 ) Pbecht-Ehrhabdt : Die norddeutsche Kaliindustrie. Sta߬ 
furt 1907. 

*) Naumann : Die Entstehung des konglomeratischen Carnallit* 
gesteins und des Hartsalzes sowie die einheitliche Bildung der 
deutschen Zechsteinsalzlager ohne Deszendenzperioden. Kali 1913. 
H. 4, S. 87. 

®) Erdmann: Die Chemie u. Industrie der Kalisalze. Fest¬ 
schrift 1907. 

,ö ) Jänecke: Die Entstehung der deutschen Kalisalzlager. 
Braunschweig 1915. 

u ) Nach F. Rinne: Die geothermischen Metamorphosen und 
die Dislokationen der deutschen Kalisalzlagerstätten. Fortschr. 
d. Min. Krist u. Petr. 6. Bd., 1920, S. 113. 


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10 



Kieserit, Carnallit, Bischofit = Biscbofttzone (Schicht E nach 
van t Hoff) 

Kieserit, Carnallit = Carnallitzone (Schicht D nach van tHoff) 
Kieserit, Kainit | 

Hexahydrat, Kainit > = Kainitzone (Schicht C „ „ „ ) 

Reichardtit, Kainit | 

Reichardtit, Leonit = Kalimagnesia¬ 
sulfatzone 

Reichardtit l = Kalifreie Magnesia- 
Astrakanit f sulfaltzone 
Polyhalit — Polyhalitzone ' . 1 
Anhydrit = Anhydritzone J . (Schiebt A „ „ „ ) 

Gips 1 = Gi P szone 


(Schicht B „ 


Diese Schichtenfolge soll nach Ansicht der eben ge¬ 
nannten Forscher später thermometamorph umgewandelt 
worden sein, bis sie schließlich den Zustand erreicht habe, 
in dem wir die Kalisalzlager heute in unseren Bergwerken 
vorfinden. Durch Anhäufung jüngerer Sedimente über der 
Zechsteinfonnation sei die Salzlagerstätte in eine geother¬ 
mische Tiefenstufe geraten, in der wesentlich höhere Tem¬ 
peraturen auf traten, als zur Bildungszeit der Salze. Die 
Folge davon seien Umkristallisationen gewesen, die zumeist 
mit Abspaltung von Kristallwasser und Entstehen von 
Laugen verknüpft gewesen seien. Nur bei einer Umwand¬ 
lung des Kainits in der Schicht C in Carnallit sei Laugen¬ 
zufuhr erforderlich gewesen, die durch Schmelzlaugen der 
Schichten D und E erklärt werden könne, welche bei 117° 
entstehen müßten; 

Die besonders durch das Schmelzen der Schicht E 
in großer Menge freiwerdenden Laugen seien im allge¬ 
meinen durch Klüfte und Sprünge im Gebirge nach oben 
weggedrückt worden. Ein Teil dieser Laugen habe jedoch 
die Schichten D und C durchtränkt.. Aus diesen Schichten 
müsse nun bei späterer Abkühlung Hartsalz entstehen 
bei teilweiser Durchtränkung, und Carnallitgestein bei voll¬ 
ständiger Druchtränkung mit Clilormagnesium enthaltender 
Lauge. Mit der im Einzelfall verschieden intensiv wirkenden 
Durchtränkung lasse sich jede in der Natur vorkommende 
Kombination von Hartsalz und Carnallitgestein erklären. 

Da zu diesen Umwandlungen zunächst eine Tempera¬ 
tur von 117° erforderlich ist (Schmelztemperatur der Schicht 
E), wird vermutet, daß die thermometamorphen Vorgänge 
in mindestens 3500 m Tiefe eingeleitet worden seien. Das 
spätere Wiederauf steigen des Salzgebirges infolge tekto¬ 
nischer Ursachen habe trotz der eintretenden Abkühlung 


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// 


im allgemeinen keine vollständige Rückbildung in die ur¬ 
sprünglichen Salzgesteine zur Folge gehabt, weil nach Ab¬ 
pressung der Hauptmasse der Laugen die Salze sich bei 
der Abkühlung je nach dem Grade der Durchtränkung 
nur noch in Hartsalz oder Garnallitgestein haben verwan¬ 
deln können. 

Diese Theorie ist, soweit sie auf chemischer Grund¬ 
lage beruht, von Jänecke bis in alle Einzelheiten hinein 
durchdacht und, soweit ich das beurteilen kann, einwand¬ 
frei gestützt worden. Jänecke muß jedoch zu ihrer Be¬ 
gründung notwendig eine Reihe von geologischen Annah¬ 
men heranziehen, die meines Erachtens unhaltbar sind. 
Wenn dadurch der Theorie eine wesentliche Stütze ent¬ 
zogen wird, bleibt nichts anderes übrig, als sie vollständig 
aufzugeben. 

Gegen Jäneckes geologische Annahmen habe ich fol¬ 
gende Einwendungen zu machen: 

1. Eine Sedim'entbildung von mindestens 

3500 m Mächtigkeit oberhalb der Zechsteinformation 
hat zwar in Norddeutschland zweifellos stattgefunden. 
Anders liegen dagegen die Verhältnisse im Bereich 
des Südharz- und des Werragebiets. In dieser mittel¬ 
deutschen Gegend sind die Schichten der Trias 

in etwa 1000 m Mächtigkeit und ein . Teil der 
Juraformation (Lias bei Eisenach und Gotha) zweifel¬ 
los zur Ablagerung gekommen. Im übrigen ist dieses 
Gebiet während des Mesozoikums wahrscheinlich meistens 
Festland gewesen. Die spärlichen Cenomanbildungen des 
Ohmgebirges, die auf Keuper transgredieren, stehen dazu 
nicht im Widerspruch. Sie deuten vielmehr daraufhin, daß 
dort zur Jura- und Unteren Kreidezeit keine und zur 
Oberen Kreidezeit nur spärliche Ablagerungen von 
Sedimenten erfolgt sind. Es erscheint daher sehr 

unwahrscheinlich, daß in Mitteldeutschland jemals eine 
3500 m mächtige Sedimentdecke vorhanden gewiesen sein 
könnte. Nach Jänecke müßte man daher hier die Schich¬ 
ten C, D und E in ursprünglicher Ausbildung erwarten. 
Tatsächlich sind aber Hartsalze und Carnallitgesteine weit 
verbreitet. 

2. Das Calciumsulfat, weiches vor der Abscheidung 
des Steinsalzes zur Ablagerung gelangte, soll nach Jänecke 
in Form von Gips auskristallisiert sein und sich dann erst 
später thermometamorph in Anhydrit umgewandeit haben, 
und zwar bei einer Temperatur von wenig über 100°. Da- 


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72 


bei hal»e sich das Kristallwasser des Gipses als fast reines 
Wasser abgeschieden. Dieses Wasser müßte natürlich, wie 
auch Jäskckk hervorhebt, benachbarte feste Salze lösen. 
Über den Verbleib dieser Lösungen macht JAxecke keine 
näheren Angaben. Offenbar denkt er wieder an Weg¬ 
pressung ins Hangende. 

Nach meinen Untersuchungen besteht die Unterlage 
des Älteren Steinsalzes im Hauptbecken aus folgenden 
Schichten: 


Basalanhydrit . . . 

2 

m 

Oberer Zechstein 

Stinkschiefer. 

6 

m ] 


Oberer Anhydrit. . . 
Ältestes Steinsalz . . . 

25 

6 

m 1 
m | 

‘ Mittlerer Zechstein 

Unterer Anhydrit . . 

30 

m 


Zechsteinkalk .... 

4 

m 


Kupferschiefer 

0,4 m 

• Unterer Zechstein 

Zechsteinkonglomerat. . 

2 

m I 

■ 


Es kommen demnach im ganzen 57 m Anhydrit in 
Frage, die aus etwa 71 m Gips entstanden sein müßten. 
Etwa 14 m Wassersäule müßten nach Auflösung von hangen¬ 
den Salzen weggepreßt worden sein. 

Es ist nicht denkbar, daß ein derartiger geologischer 
Vorgang sich ohne sichtbare Spuren vollziehen könnte. 
Im hangenden Salz müßten Auslaugungserscheinungen in 
irgendeiner Form erkennbar sein, die auch von späteren 
tektonischen Vorgängen niemals hätten vollständig ver¬ 
wischt werden können. Derartige Erscheinungen sind aber 
weder beim Kali- noch beim Kupferschieferbergbau außer¬ 
halb der posthumen Auslaugungsränder jemals gefunden 
worden. 

Offenbar herrschte schon nach Ablagerung des Zech- 
steinkalkes im Zechsteinmeer eine so hohe Temperatur und 
so hohe Konzentration an Chlornatrium, daß nur Anhy¬ 
drit und kein Gips entstehen konnte. In den Schichtenver¬ 
zeichnissen mancher Bohrungen ist zwar auch im ^littleren 
Zechstein an Stellen, wo posthume Umwandlung nicht in 
Frage kommt, zuweilen Gips verzeichnet worden. Nach 
den Aufschlüssen des Mansfelder Bergbaus kommen im 
Mittleren Zechstein schneeweiße alabasterartige Anhydrite 
häufig vor. Diese sind offenbar manchmal von den Bohr¬ 
meistern irrtümlich als Gips bezeichnet worden. In den 
tieferen Grubenbauen des Mansfelder Bergbaus ist Gips 
im Mittleren Zechstein unbekannt. 

Wohl aber kommt primärer Gips im Kupfer- 
schiefe r vor. In der Mitte dieses Flözes befindet sich 


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13 


eine Sebieferlage, die vom Bergmann als Kammschale be¬ 
zeichnet wird und sich durch mehrere bis etwa 1 mm starke 
Gipsstreifen auszeichnet. Auch in den tiefsten Grubenbauen, 
in deren Bereich posthume Umwandlungen ausgeschlossen 
sind, bestehen diese dünnen Streifen aus Gips und nicht 
aus Anhydrit 12 ). Zur Kupferschieferzeit waren Temperatur 
und Konzentration der Lösung offenbar noch nicht zur An¬ 
hydritbildung ausreichend. Nach der Theorie von Jänecke 
wäre das Vorkommen von Gips im Kupferschiefer unmög¬ 
lich, denn gerade in diesem tiefsten Horizont müßte die 
Thermometamorphose am energischsten gewirkt haben. Man 
müßte denn die recht willkürliche Annahme machen, daß 
im Kupferschiefer im Gegensatz zum Mittleren Zechstein 
eine Wegpressung des Kristallwassers bei der Anhydrib- 
bildung nicht stattgefunden und deshalb bei späterer Tem¬ 
peraturabnahme eine Rückbildung in Gips stattgefunden 
habe. . . 

3. Die Kalisalzgesteine sind in der Regel deutlich 
geschichtet. Carnallit oder Sylyinit, Kieserit und Stein¬ 
salz sind in der Hauptsache als gesonderte, miteinander 
Wechsel lagernde Bänke abgeschieden. In Carnallitgesteinen 
wird die Schichtung oft undeutlich, weil der Carnallit unter 
Einwirkung starken tektonischen Druckes zergrust und 
Breccien bildet. Hartsalze und Sylvinite sind dagegen fast 
ausnahmslos deutlich geschichtet. 

Die Durchtränkungen, die Jänecke annimmt, müßten 
nach menschlicher Voraussicht allgemein eine Ver¬ 
wischung der Schichtfugen zur Folge gehabt ha¬ 
ben, wie man dies bei der posthumen Kainitbildung auch 
allgemein beobachten kann. Insbesondere kann bei dem 
Zerfall von Kainit in Kieserit und Sylvin naturgemäß nur 
ein inniges Gemenge beider Mineralien, aber keine Ab¬ 
sonderung in. getrennte Bänkchen eintreten. Jänecke gibt 
auch selbst zu, daß Hartsalz, soweit es aus Kainit ent¬ 
standen sei, kaum geschichtet, sondern nur konglomeratartig 
Vorkommen könne. 

Die meisten Hartsalzvorkommen umfassen den gesamten 
Horizont der theoretischen Schichten C und D nach van 
t’Hoff, von denen die kainitische Schicht C die Haupt¬ 
masse des Kaliums enthält. Für die meisten Hartsalzvor- 


12 ) Herr Schloszmacher hat zahlreiche Proben von Kamin - 
schale auch aus den tiefsten Mansfelder Schächten untersucht 
und stets Gips gefunden, der stellenweise durch Kupfererz ver¬ 
drängt worden ist. 


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14 


kommen müßte demnach eine Entstehung aus Kainitgestein 
und infolgedessen eine konglomeratartige Struktur angenom¬ 
men werden. Dieses Ergebnis widerspricht den Erscheinun¬ 
gen der Natur, denn die Hartsalze sind immer deutlich ge¬ 
schichtet und können daher keine thermometamorpii ver¬ 
änderten Kainite sein. 

4. Nach Ansicht von Jänecke soll vor Ablagerung 
des Grauen Salztons eine Schicht E, bestehend aus Bi- 
schofit, Carnallit und Kieserit entstanden sein, deren Mäch¬ 
tigkeit etwa das Doppelte des aus den Schichten C und D 
bestehenden Kalilagers l>etragen habe. In 3500 m Tiefe 
(bei 117°) sei die Schicht E vollständig im eigenen Kristall¬ 
wasser geschmolzen, und die entstehende Losung sei, so¬ 
weit sie nicht in der Abkühlperiode nach dem Aufsteigen 
des Salzgebirges zur Umbildung der Schichten C und D 
verbraucht wurde, ins Hangende weggepreßt worden. 

Man bedenke, daß über dem Älteren Kalilager etwa 
60 m Hauptanhydrit (einschließlich des Grauen Salztones) 
und etwa 100 m Jüngeres Steinsalz zur Ablagerung ge¬ 
kommen sind! Darüber folgen 320 m Unterer Buntsand¬ 
stein, der meist tonig ausgebildet ist. Erst im Mittleren 
Buntsandstein begegnen uns grobkörnige Schichten, deren 
Porenräume zur Aufnahme von größeren Flüssigkeitsmen¬ 
gen fähig sind. 

Durch dieses Deckgebirge soll außer den 14 m Wasser¬ 
säule aus dem Mittleren Zechstein noch annähernd 60 m 
Laugensäule aus der Schicht E weggepreßt sein. Man sollte 
annehmen, daß man die Klüfte im Jüngeren Steinsalz, 
die den Weg für diese Laugen gebildet haben sollen, min¬ 
destens als verheilte Salzspalten noch auffinden müßte. Der¬ 
artige Spalten im Steinsalz sind jedoch nirgends aufgefunden 
worden, obgleich das Jüngere Steinsalz durch zahlreiche 
Grubenbaue durchörtert worden ist. Auch sind in den 
hangenden Gebirgsschichten (Buntsandstein, Muschelkalk) 
niemals Laugenansammlungen angetroffen worden. Die ge¬ 
ringen, wahrscheinlich posthumen Laugenmengen, die zu¬ 
weilen im Hauptanhydrit Vorkommen, stehen in keinem 
Verhältnis zu dem der Schicht E entsprechenden Laugen¬ 
quantum. 

Man wende nicht ein, die weggepreßten Laugen könn¬ 
ten ausnahmslos innerhalb der Salzhorste in die Gipshüte 
gelangt und von dort durch Solquellen in die oberfläch¬ 
lichen Wasserläufe geraten sein. Im Südharzgebiet gibt 
es weit verbreitete Kalilagerstätten ohne Salzhorstbildung, 


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15 


über denen auf viele Quadratkilometer Ausdehnung die 
hangenden Schichten (Hauptanhydrit, Jüngeres Steinsalz) 
weder tektonisch durchspießt noch ausgelaugt sind. Hier 
hätten die weggepreßten Laugen unter allen Umständen 
durch das hangende Salzgebirge hindurchwandern müssen. 

Schließlich sei darauf hingewiesen, daß das Verschwin¬ 
den der Schicht E zu umfassenden Einsturzbildungen, be¬ 
sonders im benachbarten Grauen Salztoii und im Haupt¬ 
anhydrit hätte führen müssen. Derartige Erscheinungen 
sind jedoch nirgends bekannt geworden. 

5. Jänecke nimmt an. die Zechsteinsalze seien bei einer 
Temperatur von 15 bis 35° Celsius entstanden. 
Es muß darauf hingewiesen werden, daß der Dampfdruck 
konzentrierter Lösungen sehr gering ist und erst bei höherer 
Temperatur einigermaßen ansteigt. Es erscheint daher sehr 
zweifelhaft, ob bei einer Temperatur von 35° eine Ein- 
dunstung von Mutterlaugen möglich ist. Die Atmosphäre 
über den Laugen wird schon bei ganz geringer Feuchtig¬ 
keitsaufnahme den gleichen Dampfdruck wie die Mutter¬ 
laugen erreichen, so daß eine weitere Verdunstung und ein 
Festwerden der Salze unmöglich wird. Vor allen Dingen 
erscheint eine Abscheidung von Bischofit aus einer äußerst 
konzentrierten Lösung, die nur noch einen sehr geringen 
Dampfdruck haben kann, bei so niedriger Temperatur 
außerordentlich unwahrscheinlich. 

Die Bildung von Muttefcaugensalzem setzt ein ausge¬ 
sprochenes Wüstenklima voraus, also eine sehr trockene 
Luft bei außerordentlich hoher Temperatur. Lufttempera¬ 
turen von 50° und mehr sind in den heutigen Wüsten 
keine Seltenheit. Die Mutterlaugen können daher infolge 
ihrer Fähigkeit, die Wärmestrahlen zu absorbieren und die 
Wärme selbst aufzusammeln, sehr wohl Temperaturen über 
83° erreicht haben. Trotzdem bleibt es zweifelhaft, ob 
auch derartig hohe Temperaturen ausreichen würden, um 
den Bischofit zur Erstarrung zu bringen. Viel wahrschein¬ 
licher ist es, daß der Rest der Mutterlaugen in flüssiger 
Form über den Kalisalzen noch vorhanden war, als die 
neue Überflutung zur Zeit des Grauen Salztons kam und 
sich mit diesen Laugen allmählich vermischte. 

Tatsächlich sind Bildungen, die der Schicht E ent¬ 
sprächen, nirgends bekannt geworden. Wenn die Schicht 
E überhaupt niemals existiert hat, wie ich annehmen 
möchte, werden natürlich die thermometamorphen Um¬ 
wandlungen der Schichten C und D unmöglich, soweit 


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16 


sie nur mit Hilfe von Schmelzlaugen erklärt werden 
können, die aus der Schicht E sich bei 117° abgespaltet 
haben sollen. 

Auf Grund der fünf Einwände, die ich soeben vom 
geologischen Standpunkt aus erhoben habe, möchte ich die 
gesamte Theorie der thermometamorphen 
Entstehung der deutschen Kalisalzlager¬ 
stätten ablehnen. Ich will versuchen, eine neue 
Theorie aufzustellen, die den Erscheinungen in der Natur 
überall Rechnung trägt und mit der chemischen Forschung 
nicht in Widerspruch steht. Die chemischen Grund¬ 
lagen, die uns die Arbeiten von Jänecke gewähren, sollen 
mir dabei maßgebend bleiben. 

Meine Anschauungen über die Eindunstung des deut¬ 
schen Zechsteinmeeres habe ich in großen Zügen bereits 
in den beiden oben genannten’ Veröffentlichungen aus¬ 
einandergesetzt. Im Gegensatz zu Ochsenius nehme ich 
an, daß die Verbindung mit dem offenen Ozean bereits zu 
Beginn der Mittleren Zechsteinzeit verloren gegangen ist 
und daß sich schon zu dieser Zeit die eindunstenden 
Lösungen auf die tiefsten Stellen des zur Unteren Zech¬ 
steinzeit bestehenden Meeres zurückzogen, um dort Salz¬ 
seen zu bilden, deren Spiegel wahrscheinlich ähnlich wie 
heute beim Toten Meere weit unter dem damaligen Meeres¬ 
spiegel lag. Diese Ansicht stütze ich auf die Beobachtung, 
daß das Salzprofil im Werrajjfcbiet bereits vom Mittleren 
Zechstein ab grundsätzlich von dem des Hauptbeckens ver¬ 
schieden ist 13 ). Die Salze des Werragebietes müssen wegen 
ihrer individuellen Entwicklung in einem vom Hauptbecken 
abgetrennfcen Salzsee entstanden sein. Die übereinstimmende 
Entwicklung des Unteren Zechsteins beweist jedoch die 
Gleichzeitigkeit beider Salzbildungen. 

Für die Trennung beider Salzseen muß ein bestimmter 
geologischer Vorgang verantwortlich sein. Man könnte an 
tektonische Ursachen denken. Näherliegend ist jedoch die 
Annahme, daß die Abschnürung des Salzsees im Werragebiet 
durch den Rückgang der Lösungen nach den tiefsten Stel¬ 
len des ehemaligen Zechsteinmeeres erfolgt ist. Untiefen 
des ehemal'ven Meeresbodens sind dabei an die Oberfläche 


13 ) Auf diesen Gesichtspunkt ist Seidl nicht eingegangen, 
der einen entgegengesetzten Standpunkt vertritt in: Die geo 
logischen Gesetzmäßigkeiten, welche im Hessisch-Thüringischen 
(Werra-Fulda) Gebiet für den Zechstein-Kalisalzbergbau maßgebend 
sein müssen. Z. Kali 1923. 


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17 


getreten und haben isolierte Tiefgebiete vom Hauptbecken 
abgetrennt. 

Diese Ansicht läßt sich noch dadurch stützen, daß 
die Salzlagerstätte des Niederrheins gleichfalls eine indi¬ 
viduelle Entwicklung zeigt, die sowohl von der des Haupt¬ 
beckens, als auch von der des Werragebiets grundsätzlich 
abweicht. Irn Niederrheingebiet sind ein oder sogar zwei 
getrennte Salzseen anzunehmen, die auch dem Oberen Zech¬ 
stein angehören. 

Eine Trennung der Lösungen in einzelnen Salzseen 
zur Zeit des Mittleren und Oberen Zechsteins wäre un¬ 
denkbar, wenn eine Verbindung mit dem offenen Meere 
erhalten geblieben wäre. Dann müßte vielmehr in dem 
ganzen einheitlichen Verbreitungsgebiet des Unteren Zech¬ 
steins auch ein annähernd einheitlich aufgebauter Mittlerer 
und Oberer Zechstein entstanden sein. 

Auf Grund dieser Beobachtungen und Überlegungen 
erscheinen mir die Anschauungen von Ochsenius zum 
großen Teil nicht mehr haltbar. Besonders die Annahme, 
der Barreuschluß sei erst kurz vor der Entstehung des 
Älteren Kalilagers erfolgt, nachdem bereits ein Teil der 
Mutterlaugen im Unterstrom zum Ozean zurückgeflossen 
sei. muß ich ablehneu. 

Abgesehen von der ersten allgemeinen Überflutung zur 
Zeit des Kupferschiefers hat das Hauptbecken noch zwei 
weitere Überflutungen erlebt, die vermutlich als Einbrüche 
von Meerwasser über die in der Zwischenzeit landfeste 
Niederung (Barre) zwischen Salzsee und Ozean aufzufassen 
sind. Die erste dieser beiden Überflutungen bildet den Ab¬ 
schluß des Mittleren Zechsteins. Sie fand zu einer Zeit 
statt, in der die Anhydritabscheidung in der Hauptsache 
beendet war und die Bildung des Älteren Steinsalzes nahe 
bevorstand. 

Die Überflutung, welche die wahrscheinlich ziemlich 
hoch gelegenen randlichen Salzseen des Werragebiets und 
des Niederrheins nicht erreicht zu haben scheint, bewirkte 
im Bereich des Hauptbeckens die Ablagerung des Stink¬ 
schiefers, der im flachen Meer durch Hauptdolomit 
vertreten wird. Beide bestehen aus einem Gemenge von 
einem ein wenig dolomitischen Kalk mit klastischem Ma¬ 
terial. Das Meerwasser strömte vielleicht flußartig in das 
tief unter dem Meeresspiegel gelegene Zeehsteinbecken 
hinein und hatte dabei Gelegenheit, unterwegs klastisches 
Material aufzunehmen. 

2 


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18 


Die Stinkschieferüberflutung scheint demnach dem ein¬ 
dunstenden Hauptbecken große Mengen von C0 3 -Jonen zuge- 
führt zu haben, die bei der weiteren Eindunstung als CaC0 3 
abgeschieden wurden. Nach dieser vorübergehenden Unter¬ 
brechung nahm die Abscheidung der sogenannten Älteren 
Salzfolge ihren ungehinderten Fortgang bis zur Bildung des 
Älteren Kalilagers. 

Alsdann erfolgte offenbar der zweite Meerwasserein¬ 
bruch, der mit der Bildung des wiederum zum Teil klasti¬ 
schen Grauen S alz ton s die Jüngere Salzfolge ein¬ 
leitete. 

Ungefähr neun Zehntel der Wassermenge des Haupt¬ 
beckens mußten verdunsten, ehe die Abscheidung des Äl¬ 
teren Steinsalzes begann. Während dieser Zeit bildete 
sich die An h y d r i t u n t e r l a g e. Offenbar mußte der 
Wasserspiegel des Salzsees in der Anhydritperiode erheb¬ 
lich sinken und gleichzeitig die horizontale Ausdehnung 
des Sees überall dort, wo flach geböschte Uferstrecken 
Vorlagen, beträchtlich abnehmen. Es entstanden ausge¬ 
dehnte randliche Anhydritgebiete, die später vom Älteren 
Steinsalz nicht liedeckt werden konnten. Ein derartiges 
Gebiet scheint z. B! östlich der Linie Halle—Eckartsberga 
vorhanden zu sein. 

Erst als die Wassermenge bis auf annähernd ein Hun¬ 
dertstel eingedunstet, war, begann das Festwerden der M u t - 
terlaugensalze, nachdem sich vorher die Hauptmasse 
des Chlornatriums als Älteres Steinsalz abgelagert hatte. 

Die Eindunstung setzt eine intensive Sonnenbestrahlung 
voraus, wie wir sic in Wüstengegenden auch heute noch 
kennen. Ferner muß über dem Salzsee eine ziemlich 
trockene Luft vorhanden sein, die das verdunstende Wasser 
begierig auf saugt. Unter dem Einfluß eines kontinentalen 
tropischen Klimas mit einem dauernden barometrischen 
Hochdruckgebiet strömt diese mit Wasser des Salzsees 
beladene Luft Tiefdruckgebieten zu, in denen sie ihre 
Feuchtigkeit als Regen abgibt. 

Die Sonnenstrahlen dringen ziemlich ungehindert durch 
die Lufthülle der Erde hindurch. Sie vermögen jedoch 
nicht sehr tief in das Wasser eines Seebeckens einzudringen. 
Bereits im obersten Meter des Wassers wird die Haupt¬ 
menge der Strahlungsenergie als Wärme absorbiert und 
bewirkt eine Erhöhung der Temperatur. 

Die Temperatursteigerung wird jedoch wesentlich auf- 
gehalten durch den Wärmeverbrauch beim Verdunsten des 


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19 


Wassers. Je konzentrierter eine Lösung ist, um so ge¬ 
ringer ist der Dampfdruck und demnach auch ihre Wasser¬ 
abgabe durch Verdunstung. Umso mehr Wärme steht dann 
zur Temperatursteigerung zur Verfügung. 

ln einem Salzsee, der keine nennenswerten Süßwasser- 
zuflüsse hat, tritt infolge der Verdunstung in der obersten 
Wasserschicht eine Konzentration der Lösung ein. Da da¬ 
bei gleichzeitig die Dichte der Lösung zunimmt, so muß 
sie zu Boden sinken. Es entstehen demnach Vertikal¬ 
st r ö m u n g e n , die verursachen, daß die Dichte der 
Lösung nach unten hin allmählich zunimmt. 

Ist für. eine Komponente der Lösung völlige Sättigung 
erreicht, dann bilden sich Kristalle, die zunächst langsam 
mit dem Wachsen zu größeren Individuen allmählich schnel¬ 
ler zu Boden sinken und sich dort ablagern. 

Neben diesen Vertikal Strömungen müssen jedoch auch 
Horizontalström ungen entstehen, wie folgende 
Überlegung zeigt (vgl. Figur 1). 


Zie/es SeegeÖAet 

langsame (///U Xontenfrvfion 

Fig. 1. 


Wärmezufuhr durch Sonnenbestrahlung proportionai der CberfZäche 

N. / eugenspieget zu Beginn der Oöeren Zechsfeinzejt 

_ **— BucAstrofl} tocMer loiungen 

t Zaches Seegebiet ''NN, 

ScX’feBe fr^ar/nvng und /<w/«/vAw Abf'u/3 scb*t."er lösiujgtr»^^ 


Die Wärmezufuhr durch die Sonnenbestrahlung ist im 
allgemeinen proportional der Oberfläche des Sees. Die 
Lösung über einem flachen Teil des Sees erhält demnach 
ebenso viele Wärmeeinheiten in der Zeiteinheit wie die 
Lösung im Bereich eines tiefen Teiles. Die Lösungsmenge 
ist aber im flachen Seegebiet wesentlich geringer. Die 
Temperatursteigerung und die Zunahme der Konzentration, 
die sich durch die eben erwähnten Vertikalströmungen bis 
zum Seeboden hin annähernd ausgleichen, müssen im flachen 
Seegebiet wesentlich schneller erfolgen, da dieselbe Wärme¬ 
menge auf eine geringere Lösungsmenge einwirkt, als im 
tiefen Seegebiet. Solange eine vollständige Sättigung noch 
nicht erreicht ist, müssen die dichteren Lösungen des Flach¬ 
gebietes am Seegrunde in das Tiefgebiet abfließen und 
einen umgekehrten Rückstrom leichterer Lösungen an der 
Oberfläche verursachen. 

2 * 


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20 


Die Slröinungsvorgängc wirken auf eine Homogenität 
der Lösung im ganzen Seebecken hin. Diese Homogenität 
wird aber dauernd gestört durch die von der See tiefe 
abhängige ungleiche Wärmezufuhr, auf die Raumein¬ 
heit der Lösung bezogen. Die Strömung selbst kann 
daher nicht zur Ruhe kommen. Sie dauerte also auch 
während der Abscheidung des Älteren Steinsalzes an. 

Offenbar fand innerhalb des Hauptbeckens insofern 
bis zu einem gewissen G-rade ein Ausgleich statt, als die 
Oberfläche des Älteren Steinsalzes ohne Rücksicht auf die 
ehemalige Seetiefe eine annähernd horizontale Fläche bildete 
zur Zeit, als die Mutterlaugen allein noch flüssig waren. 
Die Mächtigkeit des Älteren Steinsalzes läßt daher bis zu 
einem gewissen Grade einen Schluß auf die ursprüngliche 
Tiefe des Hauptbeckens an jeder einzelnen Stelle zu. Ins¬ 
besondere kann man behaupten, daß das Gebiet westlich 
der Linie Nordhausen—Heringen—Hachelbich (Südharzkali¬ 
gebiet) ein flacher Teil des Hauptbeckens gewesen ist, 
da hier die Mächtigkeit des Älteren Steinsalzes 50 m iin 
allgemeinen nicht übersteigt. 

Eine Störung der Homogenität der Lösungen infolge der 
geschilderten Strömungsvorgänge machte sich wahrschein¬ 
lich in erster Linie innerhalb der zuletzt übrig gebliebenen 
’ Mutterlaugen bemerkbar. 

Die innere Reibung einer Lösung wächst mit der An¬ 
zahl der gelösten Moleküle, sie nimmt meist ab bei Er¬ 
höhung der Temperatur. Die Mutterlaugen hatten wegen 
der großen.Menge an gelösten Bestandteilen offenbar eine 
beträchtliche innere Reibung im Vergleich zum reinen 
Wasser. Sie waren also bis zu einem gewissen 
Grade dickflüssig. 

Die Mutterlaugen enthielten in der Hauptsache folgende 
Bestandteile: 

Anionen: Kationen: 

Na CI 

K SO t 

Mg 
Ca 

Die Salze, welche diese Ionen in der gemeinsamen 
Lösung bilden, haben voneinander abweichende innere 
Reibungen, da sie sich in verschiedener Menge im gleichen 
Quantum Wasser lösen. Das verhältnismäßig schwer lös¬ 
liche Chlornatrium ist in gesättigter Lösung dünnflüssiger 


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21 


als das leichter lösliche Chlormagnesium. Es bestehen 
Unterschiede in der Viskosität, die leider noch nicht zah¬ 
lenmäßig ermittelt worden sind. 

Solche Unterschiede in der Viskosität bewirken unter 
dem Einfluß der oben geschilderten Strömungsvorgänge bis 
zu einem gewissen Grade eine Entmischung der 
Mutterlaugen. Dickflüssige Lösungen bewegen sich 
unter dem Einfluß derselben Kräfte langsamer vorwärts als 
dünnflüssige. Die Homogenität der Lösungen muß daher 
in der Strömungsrichtung eine Störung erleiden. An¬ 
reicherungen und Verarmungen an einem Lösungsgenossen 
müssen entstehen, den Schlierenbildungen im Eruptivge¬ 
stein vergleichbar. 

Infolge dieser Erscheinungen lassen sich sowohl re¬ 
gionale als auch lokale Entmischungen fest¬ 
stellen. Es gibt ganze Kalisalzbezirke mit abweichendem 
chemischen Inhalt und innerhalb der Bezirke wieder Zonen 
von verschiedenem Aufbau. 

Ein regionaler Gegensatz besteht zwischen der Kali¬ 
salzlagerstätte des Südharzbezirks und derjenigen von Sta߬ 
furt (Magdeburg—Halberstädter Mulde). Im Südharzge¬ 
biet finden wir einen ausgesprochenen Mangel an Mag¬ 
nesium und dafür einen Reichtum an Kalzium und 
S0 4 . Das vorwiegende Gestein ist anhydritisches Hartsalz. 
Soweit Magnesium vorhanden ist, befindet es sich in an- 
hydritischem Carnallitgestein. Ivieserit kommt nur sehr 
spärlich vor, da zur Bindung von S0 4 genügend Kalzium 
zur Verfügung stand. 

Im Staßfurter Bezirk ist dagegen alles Kalzium bereits 
zur Zeit des Älteren Steinsalzes verbraucht worden. Mag¬ 
nesium war reichlich vorhanden. Das Hauptgestein ist 
daher kieseritisches (ärnallitgestein. An wenigen Stellen 
ist aus besonders kaliumreicher Lösung statt dessen kiese¬ 
ritisches Hartsalz entstanden. Diese räumlich begrenzten 
Vorkommen sind offenbar als kaliumreiche Schlieren im 
normalen Carnallitgestein aufzufassen (lokale Entmischung). 

Die große Mächtigkeit des Älteren Steinsalzes im Sta߬ 
furter Bezirk läßt vermuten, daß dort ein tiefer Teil des 
Haupt.beckens gelegen hat im Gegensatz zu dem flachen 
Randgebiet am Südharz. 

Es ist vielleicht zu vermuten, daß die Steinsalzunter¬ 
lage vor Beginn der Mutterlaugenverfestigung nicht ganz 
horizontal war, sondern nach den stärker durchwärmten 
Rändern des Beckens zu etwas anstieg. (Vgl. Figur 2.) 


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22 


Unter dem Einfluß der Schwerkraft haben sich dann beson¬ 
ders die schweren, Magnesium enthaltenden Lösungen in 
der Mitte des Beckens an seiner tiefsten Stelle angesammelt. 
Durch den oberflächlichen Rückstrom wurden dünnflüssige 
Bestandteile (CaCL, S0 4 ) nach den Randgebieten ver¬ 
frachtet. Bis in die äußersten Winkel des Beckens konnten 
auch die kaliumreichen Lösungen nicht Vordringen. Wir 
finden deshalb dort im Horizonte der Kalilagerstätte nur 
Steinsalz (sogenannte Vertaubungen im Gebiet des Ohm- 
gebirges). 

Offenbar waren vor Beginn der Abscheidung der Kali¬ 
salzlagerstätte inhomogene Lösungen vorhanden, die an 



jeder einzelnen Stelle des Hauptbeckens verschiedene Zu¬ 
sammensetzung haben konnten. Man darf daher nicht, 
wie Jäneckk es tut, eine Lösung zugrunde legen, die dem 
prozentualen Verhältnis des heutigen Meerwassers ent¬ 
spricht. Auch wenn die ursprüngliche Füllung des Zech¬ 
steinbeckens in seiner Gesamtheit die gleiche chemische 
Beschaffenheit wie das heutige Weltmeer gehabt haben 
sollte, würden durch die Entmischung doch überall Lösun¬ 
gen verschiedener Zusammensetzung entstanden sein. 

Jänecke hat eine Kristallisationsbahn a—Z konstruiert, 
die für Meerwasserlösung gilt (vgl. Figur 3). In dem 
Dreisalzpunkt Z (Bischofit, Carnallit, Kieserit) erstarrt die 
Lösung vollständig unter Bildung der Schicht E nach van 
t’Hoff. 

Im Staßfurter Gebiet haben vermutlich die Ausgangs¬ 
lösungen bei Beginn der Mutterlaugeneindampfung in der 
Nähe der Grenzlinie zwischen Kieserit und Carnallit ge¬ 
legen. Man könnte z. B. an eine Ausgangslösung y mit der 
Kristallisationsbahn y —w denken, wobei w nicht wie Z ein 
Erstarrungspunkt ist, sondern einen Zustand bezeichnet, 
in dem die noch vorhandene flüssige Lösung den gleichen 
Dampfdruck wie die Feuchtigkeit in der darüber lagern¬ 
den Atmosphäre hat (meteorologischer Gleichgewichts¬ 
punkt). w ist ein Endpunkt der Kristallisation, der von 


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23 


den jeweiligen meteorologischen Verhältnissen wesentlich 
abhängig ist. Der Kristall isationsbahn y—w entspricht 
ein kieseritisches Carnallitgestein auf kieseritischer Unter- 
läge. m 

Eine etwas kaliuWreichere Lösung würde vielleicht 
nach der Kristallisationsbalm ß—x Kalisalze bilden,, näm¬ 
lich Hartsalz auf kieseritischer Unterlage. Der Punkt ß 
entspricht einer Lösung, die etwa siebenmal so viel Mg 



Fig. 3. 

als K 2 enthält. Trotzdem unterbleibt eine Abscheidung 
von Magnesium als Chlorit, solange die Kristallisations¬ 
bahn das Carnallitfeld nicht erreicht. Die Lösungen, aus 
denen Hartsalz entsteht, sind also gar nicht sehr ver¬ 
schieden von denen, die nur Carnallitgestein bilden. Sie 
unterscheiden sich nur durch einen etwas höheren Kalium- 
gehalt, stimmen aber beide überein in einem überwiegen¬ 
den Magnesiumgehalt. 

Eine Kristallisationsbahn ß—y scheint zuweilen im 
Werragebiet vorzuliegen. Dort findet man sowohl im Oberen 


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24 


als auch im Unteren Lager häufiger ein Carnallitgestein 
auf Hartsalzunterlage. 

Für die Darstellung der Salze des Südharzkaligobietes 
ist das JÄXECKEsehe Dreieck in ^er vorliegenden Aus¬ 
führung nicht recht geeignet. Am*üdharz spielt das Kal¬ 
zium als vierte Komponente neben K, Mg und SO* eine 
wichtige Rolle. Da dort SO* anscheinend bei Gegenwart 
von CaCL im Überschuß fast ausschließlich von Ca ge¬ 
bunden worden ist, tritt es in dem Dreieck der Figur 3. 
das nur an Mg und K 2 gebundenes SO* berücksichtigt, 
nicht in Erscheinung. Die Kristallisationsbahnen würden 
daher auf der Dreieckseite K 2 —Mg liegen und je nach 
dem Kaliumgehalt entweder anhydritisches Hartsalz oder 
Carnallitgestein ergeben. Wenn im Laufe der Salzbildung 
ein kaliumreicher Zustrom in die eindunstende Lauge ein- 
tritt, dann kann die Kriätallisationsbahn auch aus dem 
Carnallitgebiet in das Sylvingebiet zurückfallen. Die 
häufige Aufeinanderfolge Hartsalz — Carnallitgestein — 
Hartsalz im Südharzgebiet kann also zwanglos durch nach¬ 
träglichen Zustrom von nur wenig kaliumreicheren Lösungen 
erklärt werden. 

Solche Strömungen setzen natürlich voraus, daß über 
dem sich bildenden festen Salz noch eine ziemlich hohe 
Lösungssäule vorhanden ist. Tatsächlich müssen wir ja 
auch eine Bedeckung mit einer großen liaupt- 
s ä c h l i c h C h 1 o r m a g n e s i u m enthaltenden Lau- 
genmenge rechnen, die nach Erreichung des meteoro¬ 
logischen Gleichgewichtspunktes in flüssigem Zustande 
bleibt. Neben Chlormagnesium enthielt diese Lösung, 
wenigstens in den Randgebieten, vielleicht auch beträcht¬ 
liche Mengen von Chlorkalzium. 

Die Kristallbildung erfolgte vermutlich in der von den 
Sonnenstrahlen unmittelbar erreichbaren Oberflächenschieht 
der Mutterlaugen. Beim Absinken der Kristalle in die 
Tiefe könnten sie mit Laugen anderer Konzentration in 
Berührung kommen, wenn die übereinander lagernden Lau¬ 
genschichten nicht ganz homogen waren. Dadurch können 
Korrossionen und metasomatische Umbildungen 
der Kristalle während ihrer Ablagerung verursacht worden 
sein. Insbesondere können bei vertikal schwankendem Chlor¬ 
magnesiumgehalt Sylvinkristalle in Carnallit oder umge¬ 
kehrt umgewandelt worden sein. 

Solange die eben abgelagerten Salze noch locker auf 
dem Seeboden liegen, sind auch metamorphe Einwirkungen 


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von Lösungen denkbar, die infolge von Tiefenströmung die 
Lei der ersten Bildung selbst gegenwärtigen Mutterlaugen 
ersetzt haben. Offenbar konnte die Mineralbildung durch 
gewisse Inhomogenitäten der Mutterlaugen in vertikaler 
und horizontaler Richtung in manigfaltigster Weise 1 h> 
einflußt werden. Diese Einflüsse dauerten aber nur so 
lange an, als die flüssige Mutterlauge mit den Kalisalzen 
in Berührung blieb. 

Infolge der Feuchtigkeit, die von der Atmosphäre über 
«lein Hauptbecken aufgenommen wurde, war der Dampf¬ 
druck der nach den Rändern zu abströmenden Winde viel¬ 
leicht in den Randgebieten verhältnismäßig hoch. Auch die¬ 
ser Umstand mag dazu beigetragen haben, daß dort zu¬ 
nächst das Chlormagnesium und schließlich am äußersten 
Rande auch das Chlorkalium immer spärlicher zur Ab¬ 
scheidung gelangte, um einer reinen Steinsalzbildung als 
äußerster Randfazies Platz zu machen. 

Das nach Bildung des Älteren Kalilagers noch mit 
Mutterlaugen angefüllte Hauptbecken wurde vermutlich von 
einem neuen Meereswassereinbruch überflutet, der infolge 
eines geologischen Vorgangs über die alte Niederung zwi¬ 
schen Zechsteinbecken und Ozean seinen Weg nehmen 
konnte. Der Laugeninhalt des Hauptbeckens wurde zu¬ 
nächst so weit verdünnt, daß sich nunmehr wieder Stein¬ 
salz bei der sogleich einsetzenden neuen Eindunstung ab¬ 
scheiden mußte. Es bildete sich das bisher wenig beachtete, 
aber fast überall vorhandene lrn bis 2 m starke Deckstein¬ 
salzlager. Durch Zufuhr weiterer Wassermassen trat eine 
weitere Verdünnung der Lösungen ein, so daß sich ge¬ 
wissermaßen als ein weiteres Glied einer rückläufigen 
Salzfolge der anhydritische Teil des. Grauen Salztons 
abschied, dem bei noch stärkerer Verdünnung klastische 
und dolomitische Bildungen (mittlerer und oberer Teil des 
Grauen Salztons) mit einer spärlichen Fauna folgten. Mit 
dem Hauptanhydrit beginnt dann eine neue Konzentrations¬ 
periode. 

Die Mutterlaugen selbst und der schnelle Absatz des 
Becksteinsalzes verhinderten offenbar eine Wiederauflösung 
des kurz vorher gebildeten Älteren Kalilagers. 

Es fragt sich nun, bei welchen Temperaturen die Kali- 
magnesiasalze entstanden sind. Es 'ist zu vermuten, daß 
die Temperatur sich steigerte mit der Abnahme des Dampf¬ 
druckes der Lösungen infolge der zunehmenden Konzentra¬ 
tion, denn der Wärmeverbrauch für Verdunstung mußte in 


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gleichem Maße abnehmen, so daß also entsprechend mehr 
Wärme für Temperatursteigerung übrig blieb. Man muß 
also eine Salzbildung bei zunehmender Temperatur an- 
nehmen. 

In der gewöhnlich als Kieseritregion bezeichneten 
Unterlage des Älteren Kalilagers kommen nach den Unter¬ 
suchungen von Rühle 14 ), Beuger 15 ) und Riedel 16 ) zwar 
Vanthoffit und Löweit, nicht aber Astrakanit vor. Bei 
Temperaturen unter 60° liegt zwischen dem Vanthoffit- 
und dem Löweitfeld nach Jänecke ein Astrakanitfeld. Erst 
oberhalb 60 ü unterbleibt die Entstehung von Astrakanit. 
Das Felilen des Astrakanits in den petrographisch ein¬ 
gehend untersuchten Profilen beweist demnach, daß zur 
Zeit der Bildung der Kieseritregion eine Temperatur von 
mehr als 60° geherrscht hat. 

Rühle hat gleichfalls im Sockel des Älteren Kalilagers 
geringe Spuren von K a i n i t gefunden, die an dieser Stelle 
nicht als posthume Salze aufgefaßt werden können. Dieses 
Vorkommen beweist, daß kurz vor Bildung der Kalilager- 
stättc noch Temperaturen unter 83° stellenweise geherrscht 
haben, "weil bei höheren Temperaturen Bildung von Kainit 
nicht möglich ist. 

Die Paragenese von Sylvin mit Kieserit, die im Hart¬ 
salz weit verbreitet ist, kann nur bei Temperaturen über 
72° Grad entstehen. Eine Paragenese von Carnallit mit 
Kieserit ist auch bei tieferen Temperaturen möglich, bei 
denen jedoch daneben im allgemeinen auch Paragenesen von 
Carnallit und Kainit auftreten müßten. Da kainitische Car- 
nallitgesteine ganz unbekannt sind, muß man annehmen, 
daß auch bei der Bildung der kieseritischen Carnallitgesteine 
aus der Mutterlauge vorwiegend Temperaturen über 83° ge¬ 
herrscht haben. 

Wenn man Pol Wanderungen oder Kontinentalver¬ 
schiebung im Sinne von Wegen er zur Erklärung heran¬ 
ziehen darf, dann könnte man wohl annehmen, daß Mit¬ 
teldeutschland zur Zechsteinzeit in einem Wüstengürtel der 
heißen Zone gelegen habe. Unter dieser Voraussetzung 


14 ) Rühle, Der Aufbau der Kalisalzlagerstätte des Bern 
burger Sattels, insbesondere des „älteren Lagers“ von „Solvay in 
Preußen“. Hannöver 1913. 

15 ) Berger, Beitrag zur Kenntnis des Salzgebirges der Ge¬ 
werkschaft „Einigkeit“ bei Fallersleben. Hannover 1914. 

16 ) Riedel, Chemisch-mineralogisches Profil durch das ältere 
Salzgebirge des Berlepschbergwerkes bei Staßfurt. Leipzig 1912- 


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sind Temperaturen über 83° in einer Wärme sammelnden 
Lösung nichts Unnatürliches. 

Ich trage daher keine Bedenken, von den posthumen 
Hutbildungen abgesehen alle Kalisaiziagerstätten 
des deutschen Zechsteins als ursprüngliche, 
bei über 83° entstandene Bildungen anzu¬ 
sehen. 

Für die Wechsellagerung leichter und schwerer lös¬ 
licher Salze hat man Klimaschwankungen (Sommer und 
Winter) verantwortlich machen wollen. Besonders 
Rözsa 17 ) neigt dazu, aus der Stratigraphie der Salzschich¬ 
ten eine vollständige Klimatologie abzuleiten. 

In der heißen Zone sind große klimatische Schwankun¬ 
gen nicht sehr wahrscheinlich. Vorübergehende Abkühlun¬ 
gen der Lufttemperatur dürften bei der geringen spezifi¬ 
schen Wärme der Luft im Vergleich zu der großen spezi¬ 
fischen Wärme der Salzlösungen keinerlei nennenswerten 
Einfluß auf die Temperatur des Salzsees gehabt haben. 

Die Ausfällung gleichzeitig gelöster Salze in gesonderten 
Schichten übereinander ist wahrscheinlich als rhythmische 
Fällung infolge periodischer Übersättigung aufzufassen und 
1 jedarf zu seiner Erklärung weder einer Temperatur¬ 
schwankung noch einer periodischen Stbffzufuhr 18 ). 

Zum Schluß sei noch auf einige Erscheinungen hinge¬ 
wiesen, die wahrscheinlich auf lokale Lauge nent- 
mischungen zurückzuführen sind. Im Südharzgebiet 
liegt zumeist ein deutlich geschichtetes Salzgebirge vor, 
dessen Mineralbestand innerhalb der gleichen Schichten 
wechselt. Besonders unregelmäßig setzt die Sylvinbei¬ 
mengung ein, die ziemlich regellos bald in einer tieferen, 
bald in einer höheren Bank beginnt (partielle Vertaubung) 
oder stellenweise ganz fehlt (vollständige Vertaubung). 

Die dickflüssigere Chlorkaliumlösung war vor der Salz¬ 
bildung offenbar unregelmäßig # in der Gesamtlösung ver¬ 
teilt. Während die dünnflüssigeren Lösungsgenossen NaCl 
und CaSO^ sich in gleichmäßigen durchgehenden Schich¬ 
ten abgelagert haben, erscheint der Sylvingehalt als Bei¬ 
mengung einzelner Steinsalzbänke lokal differenziert. Die 
Gesamtlösung war also an nebeneinander liegenden Stellen 
verschieden weit eingedunstet, so daß sie an einer Stelle 

17 ) Rözsa, Petrogenesis und petroklimatologische Beziehungen 
der Salzablagerungen im Tertiär des Oberelsaß. Kali 1920, Heft 4. 

18 ) Fulda und Köhler, Rhythmische Fällungen im Zech¬ 
steinmeer. Z. Kali 1921, Heft 7. 


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rhu* Chlorkalium noch gelöst enthalten konnte, während es 
in der Nachbarschaft bereits als festes Salz abgeschieden 
wurde. Die Auflagerung des Ilartsalzes auf dem Älteren 
Steinsalz erfolgte daher nicht in einer einheitlichen Schicht- 
fuge, sondern in unregelmäßig treppenartiger Form. Das 
Gemisch von Sylvin und Steinsalz wird in der streichen¬ 
den Fortsetzung einer Schicht oft durch Steinsalz allein 
vertreten. 

Ebenso wie »sich Sylvin zu Steinsalz verhält, ver¬ 
hält sich auch Carnallit zu Sylvin. In der gleichen 
Hank kann in streichender Fortsetzung das eine Mineral 
durch das andere vertreten werden. Offenbar haben also 
auch Mutterlaugen mit einem etwas höheren Chlormagne¬ 
siumgehalt dicht neben solchen mit weniger Chlormagnesium 
vor der Salzbildung existiert. 

Zu beachten ist aber, daß niemals Carnallitgestein 
unmittelbar in Steinsalz vertaubt. Stets liegt eine Hart¬ 
salzzone dazwischen. Es fand also eine allmähliche Ab¬ 
stufung von den dickflüssigsten zu den dünnflüssigsten 



_ AnhydnSscTies 


- — -Peacst ems& fe 
Zäfjtydr/flscfies r #ar'rsäLL 

- ' ' —V. 

. .." Ansuzonfixcfies^^ 


Sfe/nss/z 



Fig. 4. 


Laugen statt. Der Übergang von Carnallitgestein in Hart¬ 
salz ist häufig durch tektonische Vorgänge verwischt, auf 
die das Carnallitgestein besonders leicht reagiert. Gut zu 
beobachten ist der Übergang in der ungestörten Lagerstätte 
des Kaliwerks Volkenroda. 

Bemerkenswert ist übrigens, daß an der Grenze zwi¬ 
schen Hartsalz und sogenanntem vertaubten Steinsalz nicht 
etwa eine a 11 m ä h 1 i c h e Abnahme des Sylvingehalts 
zu beobachten ist. Im Gegenteil ist meist an der Grenz¬ 
stelle selbst eine Anreicherung von Sylvin im Hartsalz 
und von Anhydrit im Steinsalz zu beobachten. Eine Er¬ 
klärung für diese auffällige Erscheinung ist schwer zu 
finden. 

Partielle Vertaubungen derselben Art, wie sie im Siid- 
harzgebiet Vorkommen, hat SchCnemann 19 ) in der Staß- 


1<J ) Schün kmanx, a. a. <>. (Anm. 3). 


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29 


furter Gegend festgestellt. Sie treten besonders in Wester¬ 
egeln auf Schacht III dort auf, wo das Carnallitgestem 
durch Hartsalz vertreten wird. 

Schün emann hat außerdem festgestellt, daß auch im 
Hangenden das Kalisalzlager nicht überall mit derselben 
Schicht endigt. In der Gegend von Westeregeln liegt 
vielmehr noch ein 5 m mächtiges Schichtenpaket über der 
obersten bei Staßfurt selbst entwickelten Schicht. Diese 
Erscheinung läßt sich zwanglos erklären, wenn man, wie 
es oben geschehen ist, eine noch flüssige Laugeuschicht 
über dem eben gebildeten Kalisalzlager annimmt. Die Aus¬ 
kristallisation hat je nach der Zusammensetzung der Lau¬ 
gen lokal zu verschiedener Zeit den meteorologischen 
Gleichgewichtspunkt erreicht. Auf diese Weise ist auch 
die Beendigung ebenso wie der Beginn der Kalisalzbildung 
unabhängig von der Schichtung. 

Ob die gleiche Erscheinung in anderen Gegenden (z. 
B. Südharzgebiet) vorkommt, ist noch nicht festgestellt 
worden. 

Nach den Beobachtungen von Schünemanx scheint 
sich das Decksteinsalz gewissermaßen mit einer ganz 
schwachen Diskordanz in gleicher Weise über die 
Staßfurter und die noch darüber entwickelten Westeregeiner 
Schichten des Carnallitgesteins zu legen. Diese Beobach¬ 
tung stimmt mit meiner Auffassung überein, nach der das 
Decksteinsalz aus einer Mischung der noch flüssigen Mut¬ 
terlauge der Älteren Salzfolge mit dem neuen hereinge¬ 
brochenen Meerwasser der Jüngeren Salzfolge entstanden 
ist. Decksteinsalz und Grauer Salzton bilden zusammen 
eine rückläufige Salzfolge zur Zeit der zunehmenden Ver¬ 
dünnung des Beckeninhalts, auf die dann mit dem Haupt- 
anhydiit nach erneutem Barrenschluß die Bildung der 
Jüngeren Salzfolge beginnt. 

Zusammenfassung. 

1. Die besonders von JAnecke entwickelte Theorie 
der geothermalen Metamorphose wird auf Grund 
von fünf Ein wänden geologischer Natur für die Kalisalz¬ 
lagerstätten des deutschen Zechsteins abgelehnt. 

2. Im Gegensatz zu Ochsenius ist anzynehmen, daß das 
Zechsteinbecken bereits zu Beginn der Mittleren Zech¬ 
steinzeit seine Verbindung mit dem offenen Ozean verloren 
hat und daß die Salzlösungen dann infolge der Ein- 
dunstung in verschiedenen Tiefgebieten Salzseen gebildet 


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haben, die der fortschreitenden Eindunstung entsprechend 
auf immer kleineres Gebiet zusammenschrumpften. Aas- 
gedehnte Anhydritgebiete traten dabei an die Erdober¬ 
fläche. 

3. Bei der Eindunstung entstanden im Salzsee neben 
Vertikal- auch Horizontalström ungen . die 
durch die wechselnde Eindunstungsgesohwindigkeit erklär: 
werden, welche ihrerseits von der verschiedenen Tiefe 
des Salzsees abhängig ist. 

4. Da die einzelnen gelösten Bestandteile verschieden»* 
Viskosität innerhalb der Gesamtlösung besitzen, verursach¬ 
ten die Horizontalströinungen eine Entmischung der 
Mutterlaugen, die sich z. B. aus der abweichenden 
Zusammensetzung des Älteren Kalilagers im Südharzgebiei 
erkennen läßt. 

5. Infolge der Entmischung konnten im Zechstein- 
beckcn gleichzeitig Lösungen nebeneinander existieren, die 
bei höherem Kaliumgehalt Hartsalz, bei geringerem 
Kaliumgehalt Carnallitgestein bilden mußten. 

(>. Beide Salzgesteine sind vermutlich bei Tempera¬ 
turen übe r 83° entstanden. 

7. Infolge lokaler Laugenentmischung können Stein¬ 
salz und Svlvinit oder Sylvinit und Carnallitgestein neben¬ 
einander in derselben Gesteinsbank sich abgeschieden 
haben. 

8. Die Hauptmasse der Chlormagnesiumlaugen befand 
sich noch in flüssigem Zustand, als der Meerwasser¬ 
einbruch erfolgte, aus der später die Jüngere Salzfolge 
entstand. Aus der verdünnten Mutterlauge entstand zu¬ 
nächst eine rückläufige Salzfolge: Deckstein¬ 
salz, Anhydritzone des Grauen Salztons, klastische und 
dolomitische Zone des Grauen Salztons. 

9. Von den posthumen Salzen abgesehen sind alle 
Kalisalzgesteine ursprüngliche Bildungen 
der Zechsteinzeit, die keinerlei chemische Umwandlungen 
in späterer Zeit erfahren haben. 


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31 


• • 

Uber die sogenannte untere tonige Grund¬ 
moräne von Frankfurt a. 0. 

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 5. März 1924.) 

Von Herrn C. Gagel. 

Auf dem Blatt Frankfurt a. 0. der Preuß. Geolog. Karte 
ist zwar nicht auf der Karte dargestellt, aber in den Er¬ 
läuterungen erwähnt, eine nördlich von’ Nuhnen, in ungefähr 
W—O-Richtung verlaufende Verwerfung, an der von Norden 
her das von einer dünnen Diluvialdecke verhüllte Braun¬ 
kohlentertiär abschneidet, während südlich von dieser min¬ 
destens 30 in Sprunghöhe auf weisenden Verwerfung eine 
auffallende, sehr tonige Grundmoräne liegt, die auf der 
Karte als unterdiluvial dargestellt ist. Es liegt hier der 
unlösliche Widerspruch vor, daß in dem versenkten 
Gebiet die älteste der vorhandenen Diluvialbildungen 
gegen das stehen ge blieb ehe Oberste Diluvium 
abstoßen soll. 

Der Beweis für das tief unterdiluviale Alter dieser 
tonigen Grundmoräne soll darin liegen, daß von Nuhnen, an 
nach Osten diese tonige Grundmoräne in allen Frankfurter 
Ziegeleien aufgeschlossen ist und daß in der nordöst¬ 
lichsten dieser Ziegeleien (MENDEsche Ziegelei) diese 
tonige Grundmoräne unter einem senr schönen, ausgeprägten 
Interglazial (Faulschlammkalk. Torf, Cyprissando usw.) 
liegen soll, das naturgemäß letztes Interglazial sein muß. 

Eine erneute Begehung all der Frankfurter Ziegelei¬ 
aufschlüsse aus Anlaß der Kartierung des westlich an¬ 
stoßenden Blattes Boossen ergab, daß in den meisten 
Frankfurter Ziegeleien in der Tat eine sehr tonige, aber 
unzweifelhafte Grundmoräne aufgeschlossen ist mit unbe- 
zweifeibarer Moränenstruktur, reichlichen Geschieben, e i n - 
gekneteten Resten von interglazialem Süß- 
w a s s e r k a 1 k und entkalkten, ferretisierten 
interglazialen Verwitterungszonen, daß aber 
nirgends auf dieser unzweifelhaften Moräne ein Inter- 
glazial drauf liegt und daß in der MENDEschen Ziegelei 


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32 


wo das sickere lnterglazial draufliegt, dafür aber keine 
tonige Moräne, sondern nur ein gepreßter, altdiluvialer 
Tonmergel vorhanden ist, in dem nur g a n z v e r e i n z e 1 t e 
verdriftete Geschielt enthalten sind, wie sie in den glazi¬ 
alen Yoldientonen und im Glindower Ton gelegentlich auch 
auftreten. In den Nuhnener Ziegeleigruben sieht inan obenein 
ganz deutlich, wie der in der Tiefe aufgeschlossene, dort 
schön geschichtete und gebänderte altdiluviale Tonmergel 
nach oben hin (z. T. allmählich, z. T. abrupt) Moränen¬ 
struktur annimmt und daß erst über dem Tonmergel in 
der Moräne die z. T. recht großen und schön geschliffenen 
Geschiebe auftreten. 

Es ist offensichtlich, daß in der „aitdiluvialen“ tonigen 
Grundmoräne von Frankfurt zwei ganz verschiedene Bil¬ 
dungen zusammengefaßt sind, ein altdiluvialer Tonmergel 
der z. T. stark gepreßt ist und eine aus seiner Aufarbeitung 
entstandene Grundmoräne, die z. T. das stellenweise noch 
über dem Tonmergel gelegene Interglazial ebenfalls in sich 
aufgenommen und verarbeitet hat. 

Schlüssig wird der Beweis für die hier gegebene Dar¬ 
stellung durch die Ergebnisse der Kartierung des westlich 
gelegenen Blattes Boossen. Hier erstreckt sich die tonige 
Grundmoräne von Osten her bis nach Rosengarten, wo sie 
in dem gewaltigen Eisenbahneinschnitt, 'der durch die un¬ 
geheuren Rutschungen (über 2 Mill. cbm) der letzten 20 
Jahre eine gewisse Berühmtheit erlangt hat, auf viele 
hundert Meter aufgeschlossen ist und dort das Süßwasser¬ 
interglazial (Faulschlammkalk, Verwitteruugszonen usw.) 
überlagert, unter dem dann im Grunde des Einschnitts 
in mächtigen Sätteln die dunklen, altdiluvialen, gepreßten 
Tönmergel auftauchen. Dieser Rosengartener Einschnitt 
vereinigt also in sich die Aufschlüsse der MendE schen 
Ziegelei (gepreßte, altdiluviale Tonmergel, von Süßwasser¬ 
interglazial überlagert) und der Nuhnener Ziegeleien (alt¬ 
diluviale Tonmergel von toniger Grundmoräne überlagert) 
und bringt eine einwandfreie Aufklärung der Sachlage. Zu 
allem übrigen erstreckt sich die tonige Grundmoräne auf 
Blatt Boossen mit ganz unregelmäßigen (nicht 
durch Verwerfungen bedingten) Grenzen bis an die große 
im Bogen von N nach SO sich erstreckende Endmoräne, auch 
dadurch ihr ganz jungdiluviales Alter beweisend. 

Nun — nach dem Nachweis des jungdiluvialen Alters 
dieser tonigen Grundmoräne — erklärt sich auch das bis 
-dahin ganz unverständliche Verhältnis an der oben erwähnten 


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33 


Verwerfung von Nuhnen-Frankfurt; es liegt in dem ver¬ 
sunkenen Teil eben nicht die älteste, sondern die jüngste 
Moräne an (d er Oberfläche und auch 9onst in all den großen 
Aufschlüssen und Bohrungen der Frankfurter Gegend ist 
diese tonige Moräne niemals unten in einem Profil ge¬ 
funden — sie liegt eben, wo sie überhaupt vorkommt, 
immer obenauf. 

# 


Die nordwestfälisch-lippische Schwelle. 

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 5. März 1924.) 

Von Herrn W. Haack in Berlin. 

(Mit 1 Textfigur.) 

Das nordwestfälisch-lippische Bergland 1 ) wird im Süden 
von den durchweg steilgestellfcen bis überkippten Oberkreide¬ 
schichten des Osnings begrenzt, die zugleich den aufge¬ 
richteten Rand des tiefer gelegenen und ebenen Münster- 
schen Beckens darstellen, im Norden aber von den Jura¬ 
schichten des Weser-Wiehengebirges, die mit flacherem Ein¬ 
fällen entgegengesetzt, also nach Norden zu unter die schon 
im norddeutschen Flachland liegenden Kreideschichten 
untertauchen, während im höher gelegenen hügeligen 
Zwischengebiet hauptsächlich Trias und Lias sich aus¬ 
breiten-). So erscheint das Gebiet heute als Schwelle 
zwischen zwei Ebenen. Der geschilderte Aufbau führte 
zunächst zu 'der Ansicht, daß man es in dem ganzen breiten 
herzynischen Streifen mit einem großen Sattel zu tun habe, 
also mit einem einheitlichen Gebilde, wie dies v. Koenen 
1885 (22, S. 80 und 81), O. Tietze 1909 (47, S. 307) und 
noch 1910 R. Lepsius (27, S. 410) aussprachen, oder mit 


0 Tu. Wegxeb (48, S. 250) braucht den Ausdruck „nord- 
westfälisch-lippisches“ Senkungsfeld für das zwischen 
Osning und Piesberg-Pvrmonter Achse, seinen cheruskischen Achsen, 
gelegene Gebiet. 

*) Die östliche Grenze des behandelten Gebiets würde etwa 
die Linie Horn—Pyrmont— Hessisch-Oldendorf sein, da an diesen 
Punkten die herzynischen Hauptlinien aufhören bzw. in mehr 
nord-südlich gerichtete übergehen, die westliche durch die Endi¬ 
gungen der beiden Kämme bei Bevergern und Üffeln gehen. 

3 


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34 


einem Horst bzw. Doppelhorst, wie E. Süess wollte (46 
III, 2. S. 34). Nachdem aber Stille erkannt hatte, daß der 
schmale Osning für sich allein schon als Sattel aufzufasseo 
sei und später Haarmann die weiter nördlich verlaufende 
Piesberg-Achse verfolgt hatte, die nach Osten zu ihre Fort¬ 
setzung in der Pyrmonter Achse findet, wurde der so scharf 
ausgeprägte lange Kamm des Weser-Wiehengebirges zu einer 
bloßen durch die Widerstandsfähigkeit der Weiß juraschich¬ 
ten bedingten Schichtstufe auf dem Nordflügel der Piesberg- 
Pyrmonter Achse 3 ). (Stille, 42, S. 231.) Daß aber die 
Lage des Jurakammes nicht alleine hierauf zurückführen 
ist, sondern noch tiefere Ursachen zugrunde liegen müssen, 
zeigt sich schon bei näherer Betrachtung der Verwandt¬ 
schaft, die zwischen ihm und der Plänerkette besteht: 
Beide streichen unbekümmert um den höchst mannigfaltigen 
Bau des Zwischengeländes auf sehr lange Strecken äußerst 
ruhig dahin und würden, wenn man nur sie kennte, jenen 
schnellen Wechsel gar nicht ahnen lassen. Sie sind auch 
beide fast ganz einseitig 'gebaut, bei beiden sind nach außen 
hin auffällig kurze Sättel vorgelagert, so am Osning der 
„Kleine Berg“ bei Kothen fehle, am Weser-Wiehengebirge 
die „Limberg-Achse“ und der Sattel zwischen Engter und 
Venne. 

Betrachten wir zum erstgenannten Punkt, der Unbe¬ 
rührtheit der beiden Kämme, z. B. den westlichen Teil 
des Osninps etwa von Hilter ab, so finden wir auf dem 
„Nordflügel“ ganz gegen die Regel, nach der hier nämlich 
flachlagernde Trias auf treten müßte, zunächst ein im großen 
und ganzen muldenförmig gebautes Gebiet aus Wealden 
und marinem Neokom (Borgloh-Oeseder Wealdenmulde und 


3 ) Die Piesberg-Achse und die Pyrmonter bilden offenbar 
ein Ganzes trotz der Unterbrechung durch das von Naumann 
und Mestwebdt (33) geschilderte, sehr verwickelt gebaute Berg¬ 
land zwischen Vlotho und Lemgo. Ich sehe in jenem Zwischen¬ 
stück nur eine Beeinflussung durch dieselbe sehr lange nord-süd¬ 
liche Störungszone, welche sich von der hessischen Senke, ja vom 
Vogelsberg her längs der Germeter Achse und dem Eggegebirge bis 
nach Lemgo verfolgen läßt und ein Gegenstück bildet zur rheini¬ 
schen, über Göttingen ziehenden Störungszone, in der nur die .He¬ 
bungsachsen gegenüber den Gräben zurücktreten. Alle diese Dinge 
sind wohl am besten zu ersehen aus der neuen von Stille be¬ 
arbeiteten „Uebersichtskarte der saxonischen Gebirgsbildung" (44), 
in der nur leider der westlichste Teil, die Gegend von Ibbenbüren, 
fehlt und bei Osnabrück zwischen die Holter Achse und die 
Hase eine der ersteren gleichwertige Achse, die „Sandforter 
Achse“, noch einzuschieben ist. 


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35 


Dörenberggruppe), an deren Stelle aber bei Hagen plötz¬ 
lich einen in sich stark gestörten Sattel aus Karbon und Zejch- 
stein, den Hüggel. Dabei ist an den Kreidekämmen, insbe¬ 
sondere an denen des Pläners, trotzdem keine irgendwie 
nennenswerte Querstörung zu erkennen. Weiter nach Westen 
folgt dann ein aus Jura- und Trias-Schollen aufgebajutes 
Gelände, das plötzlich abgelöst wird durch die horstartige 
Karbonscholle der Ibbenbürener Bergplatte, wiederum ohne 
daß an der Plänerkette auch nur die geringste Beeinflussung} 
zu bemerken wäre. Die beiden „Flügel“ des Osnings zeigen 
also eine staunenswerte Unabhängigkeit gegen einander. Am 
Weser-Wiehengebirge sehen wir den allerdings gemilderten 
Gegensatz gut ausgeprägt, einmal in der Gegend der Porta, 
wo der sehr gleichmäßig streichenden Jurakette das oben 
erwähnte stark zerstückelte nordlippische Bergland, frei¬ 
lich in größerer Entfernung, gegenübersteht und dann wieder 
im Westen bei Osnabrück, wo der Karbonsattel des Pies- 
berges aus einer gestörten Triaslandschaft auf taucht. 


Die altangelegten Linien des Osnings und 
Weser-Wiehengebirges. 

Wenn auch beim Osning ein Teil der Verschiedenheiten 
zwischen den beiden Flügeln auf präkretazische Gebirgs- 
bildungsbewegungen zurückzuführen ist, so sehe ich den 
Hauptgrund für jene darin, daß die gleichmäßig fortstreichen¬ 
de Linie schon früh für ihre Rolle vorbestimmt war und 
die postturonen Bewegungen zwangsläufig ihr folgten. 

Bisher wird angenommen, daß die Ablagerungen der 
Oberen Kreide ebenso wie die der Unteren über die heutige 
Schwelle hinübergegriffen haben und später wieder ab¬ 
getragen seien, obwohl man heute auf ihr keine Spur der 
eröteren mehr findet. In der Tat wäre das angesichts der 
sehr bedeutenden Abtragungen, die wir in anderen Fällen 
in Deutschland annehmen müssen, wie z. B. der des Lias 
in Mitteldeutschland und des Cenomans zwischen mittlerem 
beinetal und dem südlichen Harzvorland(Ohmgebirge), ja 
zunächst nicht allzu merkwürdig, und man kann wohl von 
vornherein einen gewissen Betrag ruhig zugeben. Dann 
ist aber auf keinen Fall die volle Mächtigkeit des nördlichen 
Münsterlandes vorhanden gewesen, die sich im Westen auf 
etwa 2500 m beläuft (das Tief bohr loch Saerbeck hat mit 
beinahe 1400 m Teufe sogar noch nicht einmal Senon und 
Emscher durchsunken). Erst recht nicht kann die Mächtig- 

3* 


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— .36 


keit noch, zugenommen haben, wie man zunächst aus ihrem 
ständigen Wachsen von Süden, von der rheinischen Masse 
her, folgern könnte. Wenn auch im Emscher und Senon 
weiche Gesteine vorherrschen, so sind zudem in Cenoman 
und Turon mächtige Serien harter Kalke entwickelt, die 
nicht so leicht abgetragen werden konnten. Um so auf¬ 
fallender ist ferner die völlige Abwesenheit der Oberkreide 
im Gegensatz zu solchen der Unteren Kreide (auf der nörd¬ 
lichen Seite des Hüggel), als wir doch mit erheblichen post- 
turonen orogenetischen Bewegungen rechnen müssen, die 
leicht zur schützenden Versenkung kleinerer Partien hätten 
führen können. Es kommt schließlich folgendes hinzu: Schon 
in den schönen oberoligocänen Konglomeraten der Gegend 
von Osnabrück, in denen andere Kalke, z. B. aus dem Muschel¬ 
kalk, gar nicht selten sind, sucht man vergeblich nach 
solchen der Kreide. Dasselbe gilt nach freundlicher Mit¬ 
teilung des Herrn Dr. Burke für die gleichaltrigen Ablage¬ 
rungen des Doberges bei Bünde. Es hätte also bereits während 
des Paleocäns und Eocäns nicht nur die so außerordentlich 
mächtige Obere, nein auch noch die ganze Untere Kreide, 
die im Westen meistens über 500 m mächtig ist, bis auf 
kleine Reste denudiert worden sein müssen, ja vielleicht 
sogar noch erhebliche Teile von Jura und Trias bis hinab 
zum Karbon (Haarmanns Fund im Oberoligocän bei Atter, 
13, S. 39), letzteres wenigstens dann, wenn man den 
kimmerischen Gebirgsbildungsvorgängen für die Schwelle 
selbst keine oder nur geringe Bedeutung beimessen will. 
Im Westen wären also in der angegebenen Zeit mindestens 
3000 m verschwunden, im Osten allerdings wohl weniger. 
Noch unwahrscheinlicher wird das ehemalige Vorhanden¬ 
sein der ganzen Oberkreide, weil das Obersenon von 
Haldem und von Damme nördlich vom Wiehengebirge auf 
Unterer Kreide auflagert und an der Basis ein Konglomerat 
aus Toneisensteinen führt, die aus dieser stammen müssen. 
Hier fehlt also die außerordentlich mächtige Schichtenfolge 
Cenoman, Turon, Emscher und Untersenon, die sogar schon 
innerhalb der Kreide und zw r ar in der kurzen Zeit zwischen 
Unter- und Obersenon abgetragen worden w'ären. Gerade 
hier, so weit nach Norden und schon ganz im niederdeutschen 
Becken, hätte man nach der bisherigen Auffassung zudem 
eine besonders bedeutende Mächtigkeit der genannten Stufen 
erwarten sollen. Es ist demnach klar, daß, wenn überhaupt, 
so doch nur ein Teil von ihnen abgelagert wurde, der 
verhältnismäßig schnell wieder entfernt werden konnte. 


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37 


Lassen schon diese Tatsachen an der ehemaligen Über¬ 
flutung durch ein tiefes Meer mit mächtigen Sedi¬ 
menten zweifeln, so wird umgekehrt das länger dauernde 
Vorhandensein einer Schwelle, sei sie nun landfest gewesen 
oder nur eine Untiefe im Meere mit höchstens sehr geringmäch¬ 
tigen, bald wieder zerstörten Ablagerungen zur Sicherheit 
bei Beachtung folgender Punkte: Elbert (8), der die Grün¬ 
sande* des Scaphitenpläners von Rothenfelde und Umgebung 
genauer untersuchte, folgerte aus ihrer Beschaffenheit und 
Fauna, daß sie in verhältnismäßig flachem Meere abgelagert 
seien. Er erwähnt ferner Gerolle von Sandstein, die von den 
übrigen Einschlüssen völlig abwichen, worüber er sagt: ,hier¬ 
nach zu urteilen, könnten sie durch Wellenschlag aus dem 
sandigen Küstenmaterial zusammen mit limonitischem Mate¬ 
rial verschleppt sein, um so mehr als wir auch kleine Quarz- 
gerölle, die ganz denen des Hilssandsteins gleichen, im Grün¬ 
sand finden. Das limonitische Zement scheint ebenfalls aus 
diesem an Brauneisen, Sand und Gerollen reichen Neokom- 
schichten oder deren primärer Lagerstätte zu stammen“. 

Es kommen zudem ganze Lagen von Toneisensteingeröllen 
vor, die Mestwerdt, der wenig später einen Teil dieser 
Gegend mit in den Bereich seiner Untersuchung eines 
Osningabschnitts gezogen hat, als Toneisensteine aus Jura 
und Kreide bezeichnet (32, S. 38). Neuerdings stellte nun • 
Bäbtling fest, daß dieses Rothenfelder Vorkommen im 
Münsterschen Becken durch glaukonitfreie Ablagerungen 
von den etwa gleichaltrigen Soester Grünsanden des Südens 
getrennt sei (2, S. 196) imd schloß daraus schon auf örtliche 
Hebungen im Teutoburger Walde. Wenn wir uns nun fragen, 
woher jene Gerolle gekommen sein mögen, so ergibt sich 
in der Tat eine nördliche Richtung, denn im Süden war 
ja bereits über dem Neokoni die mächtige Folge vom Albien 
bis zum tieferen Turon, die noch heute im Osning aus¬ 
streicht, vorhanden. Ähnliche Bedingungen müssen aber 
schon früher geherrscht haben, denn, wie sich neuerdings 
zeigte, finden sich sowohl inmitten des Scaphitenpläners als 
auch an der Liegendgrenze bei Rothenfelde sporadisch kleine 
Grünsandlinsen, in letzterer Lage auch viel weiter östlich, bei 
Halle i. W. (8, S. 96). Da, wo der Grünsand fehlt, ist wenigstens 
der bezeichnende, ihn begleitende graue Mergel ausgebildet 
und zwar, wie es scheint, sogar auf recht weite lErstreckung. 

Ja noch bedeutend tiefer treffen wir auf ein verwandtes 
Gesteinspaar. Mindestens von Lengerich ab bis mindestens 
Hilter, also auf wenigstens 21 km Erstreckung, liegen an 


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der Grenze Labiatuspläner—Brongniartipläner eine oder zwei 
dünne, feste Kalkbänke, die sich durch ihre körnige Be¬ 
schaffenheit, besonders aber durch ihren, wenn auch 
schwachen Gehalt an Quarz und Glaukonit sowie durch 
eine feine diskordante Schichtung deutlich, vor allem wenn 
sie angewittert'sind, vom gewöhnlichen Plänergestein unter¬ 
scheiden und ähnlich wie die jüngeren Grünsande mit einem 
grauen Mergel verknüpft sind 4 ). 

In schöner Übereinstimmung mit den Ver¬ 
hältnissen am Südrande des Münstersehen 
Beckens liegt dieses Paket genau an der Stel¬ 
le des Bochuraer Grünsandes Bartlings. Be¬ 
zeichnet nach ihm dieser eine Regression, so gewiß auch 
jenes. In beiden Fällen kann solche Regression aber nur 
eben wegen der Nähe des Landes oder einer Untiefe zum 
Ausdruck kommen. 

Endlich sind schwache Andeutungen von glaukonitischen 
Gesteinen vielleicht noch im Cuvieripläner anzutreffen. Denn 
im Bielefelder Quertal bei Brackwede beobachtete ich im 
Jahre 1920 in einem neuen Anschnitt an der Westseite 
in einer Region des Pläners, die dem unteren Teil jener 
Abteilung angehören dürfte, eine dünne, stark glaukoni tische 
Mergelbank, die bedeckt wurde von einem Kalk, der un¬ 
regelmäßige, kalkige (phosphoritische?) Knollen und spär¬ 
liche Glaukonitkörner führt 5 ). 

So kommen also Grünsandeoder verwandte 
Gesteine von mindestens Leng er ich bis min¬ 
destens Bielefeld im Turon vor und man wrird 
nicht fehlgehen, wenn man für ihr Auftreten 
die gleiche Ursache, d. h. also das Vorhanden¬ 
sein von Land oder einer Untiefe, die sich 
mit der eingangs vermuteten Schw^eile zu 
einem großen Teil decken werden, verant¬ 
wortlich macht. Daß das auch schon während des 
Cenomans selbst der Fall war, dafür ist ein direkter Beweis 
nicht beizubringen. Abgesehen aber von dem oben betonten 
völligen Fehlen des Cenomans trotz der Widerstandsfähigkeit 
der Oberen Kalke im Gebiet des nordwestfälischen Berg- 


4 ) Kurz erwähnt sind diese Dinge in 10. 8. LXI. Genauere 
Daten werden die Erläuterungen der betr. Blätter bringen. Es ist 
das gleiche Gestein, das Hasebrink (18, S. 261 iu. 262) als quarzi- 
tischen Kalk bezeichnet. 

5 ) Für genaue Messungen reichte der Zustand des Profils 
nicht aus. 


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landes läßt sich doch indirekt die Annahme geringerer Mäch¬ 
tigkeit stützen dadurch, daß ira Westen des Münsterlandes 
eine Seichtwasserbildung schon im Cenoman ungefähr in 
derselben Gegend wie im Turon und Senon auftritt (vgl. 
Bartlings Tafeln Nr. V und VI in 2). 

Im Grenzgebiet der Schwelle nun und des südlich davon 
liegenden nordwestfälischen Troges liegt heute der Osning. 
Dies Grenzgebiet bedeutet aber, wie wir unten sehen werden, 
eine Schwächezone. Im westlichen Osning würde die Er¬ 
gänzung der Kreideschichten das Bild einer Fiexur er¬ 
geben, und aus einer solchen ist wohl auch die Überkippung 
im östlichen Abschnitt hervorgegangen. 

Wie steht es nun mit dem Weser-Wiehengebirge? Fin¬ 
den wir hier Erscheinungen, die es rechtfertigen, es als 
eine Art Gegenstück zum Osning, genauer zu dessen Ober¬ 
kreideflügel. anzusehen? Schon oben wurde sein ruhiges 
Fortstreichen trotz der Zerstückelung seines südlichen Vor¬ 
landes betont, ebenso der einseitige Bau und die Begleitung 
von einzelnen Sätteln im Norden. Was aber die Ähnlichkeit 
vergrößert, das ist der Umstand, daß auch die kamm¬ 
bildenden Schichten dieser Berge, die Heersumer Schichten, 
Korallenoolith bzw r . dessen sandige Vertreter, Kimmeridge 
und Gigas-Schichten in ihrer Gesamtmächtigkeit im Gegen¬ 
satz stehen zu dem gleichen Komplex im Süden, sowie daß 
die Zunahme ebenfalls mehr oder weniger plötzlich vor 
sich gehen muß. Der Unterschied fällt schon dadurch 
in die Augen, daß der Obere Jura am Osning nur unbe¬ 
deutende Berge bildet, ja, daß selbst stark geneigte Schol¬ 
len oft kaum, manchmal auch gar nicht, im Gelände 
hervortreten, wie z. B. der mehrere Kilometer lange Streifen 
südlich Hagen. In der Tat sind alle die genannten Schich¬ 
ten zusammen hier in Gellenbeck nur etwa 10 m mächtig. 
Das ist allerdings wohl die niedrigste Zahl, denn sonst 
kann man in der Hagener Gegend wohl mit 30—40 m 
rechnen, ähnlich in den Iburger Bergen, doch schwillt 
die Mächtigkeit örtlich wie an der großen Egge zu 80—100 
Meter an. Bei Borgloh und Wellingholzhausen scheint 
sie ähnlich wie bei Iburg zu sein, bei Dornberg unweit 
Bielefeld wird sie kaum mehr als 45 m betragen 8 ). Süd¬ 
östlich Bielefeld kann man nach freundlicher Mitteilung 
des Herrn Mestwerdt mit 50—60 m rechnen. Weiter 


6 ) Nach Messungen, die Herr Mbstwbbdt und ich 1920 an 
einem neuen Aufschluß vornehmen konnten. 


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im Sudosten des Teutoburger Waldes, wo ja nur sehr un¬ 
bedeutende Reste erhalten sind, wird darum die Mächtigkeit 
ebenfalls gering gewesen sein. Im Westen, zwischen Hüggd 
und Ibbenbürener Bergplatte, schätzt Kuhlmann (25, S. 38) 
das Oxford auf mindestens 20 m; für die schlecht 
aufgeschlossenen hangenden Schichten, deren Mächtigkeit 
Kühlmann nicht angibt, nehme ich nach meiner Kennt¬ 
nis der Vorkommen weitere 20 m an, so daß die Gesamt^ 
mächtigkeit 40—50 m betragen mag. Diese Punkte liegen 
nun schon nicht mehr weit ab vom Wiehengebirge. '‘Noch 
näher fand sich aber im Vorjahre Oberer Jura im Hörner 
Bruch, 4 km SSW Osnabrück, dessen Entfernung vom 
Wiehengebirge nur 15 km beträgt. Selbst hier ist die 
Mächtigkeit noch sehr gering, wahrscheinlich noch unter 
30 m. Folgende Angaben aus dem Weser-Wiehengebirge 
zeigen, wie groß der Gegensatz zu diesem ist. Die Mäch¬ 
tigkeit beträgt nach Lohmann (29, Profiltafel) bei Engter 
über 180 m, bei Osterkappeln 150 m, bei Hüsede etwa 
150 m. an der Porta Westfalica nach von Seb (36, Profil¬ 
tafel) 195 m. Sie ist also im Wiehengebirge ganz erheb¬ 
lich größer als am Osning und im Zwischengebiet. Den 
Hauptanteii an dieser Reduktion tragen die Schichten im 
Liegenden der Gigas-Schichten, was dafür spricht, daß 
im Gebiete der Schwelle die ,,vorportlandische Phase“ der 
kimmerischen Gebirgsbildung (Dahlgrün, 7) wirksam war, 
für die ich bei Hagen und Iburg bereits früher Anzeichen 
gefunden zu haben glaubte (11, 63—67). Ob die 

Lücken, die dort im älteren Malm vor liegen, auch 
auf orogenetische Vorgänge zurückzuführen sind oder nicht 
vielmehr auf epirogenetische, wie Dahlgrün meint, sei 
dahingestellt. Jedenfalls haben mit Beginn des Oberen 
Juras im Bereich der nordwestfälischen Schwelle Hebun¬ 
gen eingesetzt. Sie wurde also bereits zur Oberen Jura¬ 
zeit angelegt. Ja für die Grenze Oxford—Kimmeridge 
haben Lohmann und Spülski (29 u. 37) sogar mit einer 
vorübergehenden Landwerdung bis mindestens zum Wiehen¬ 
gebirge hin gerechnet, ebenso für eine kurze Spanne im 
Unteren Kimmeridge. (Fehlen des Korallenooliths bzw. 
Vertretung durch Pflanzenreste führende Sandsteine. Auf¬ 
treten ähnlicher Sandsteine im Unteren Kimmeridge.) Es 
liegt also auch diese langgezogene schmale Kette analog 
denen der Oberkreide des Osnings offenbar am Abstieg 
von einer Schwelle zu einem tieferen oder sich wenigstens 
schneller einsenkenden Gebiet. Der Bergzug erweist sich. 


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freilich abgeschwächt, auch dadurch als eine Art Gegen¬ 
stück zum Oberkreidezug des Osnings, daß seine Schichten 
ebenfalls verhältnismäßig steil gestellt sind, meist steiler 
als ihnen zukäme, wenn er nur eine unverbogene Schicht¬ 
stufe auf dem oft flachen Nordflügel der Piesbergachse 
wäre. Auf diese flexurartige Verbiegung machte bereits 
Lohma nx (29, S. 60) aufmerksam. Ein gewisses tektoni¬ 
sches Element steckt also doch auch in diesem ßergzuge, 
und das Zusammentreffen mit der großen Mächtigkeit der 
ihn aufbauenden Schichten ist doppelt auffallend. 

Die nord westf ä l i s c h -1 i p p is c he Schwelle 
ist also schon im Mesozoikum angelegt, al¬ 
lerdings im Norden und Süden zu verschie¬ 
denen Zeiten; Osning-Kreideflügel und We¬ 
se r-Wiehengebirge sind in der Tat Gegen¬ 
stücke. 

Die Geschichte der nordwestfälisch-lippischen Schwelle. 

Überblicken wir kurz die sich nunmehr ergebende Ge¬ 
schichte der Schwelle, ■ so ist die älteste Periode, von der 
wir Kunde haben, die des produktiven Karbons. In dieser 
Zeit gehörte wenigstens der Westen des Gebiets zu dem 
großen Sammeltrog, in dem sich die mächtigen westfä¬ 
lischen Steinkohlenschichten ablagerten, und zwar kann es 
hier noch keineswegs, trotz der großen Entfernung von 
der Kuhr, dem Nordrande nahe gewesen sein, denn, wie 
sich auf Grund ganz neuer sowie älterer Tiefbohrungen 
berechnen läßt 7 ), beträgt die Mächtigkeit der hier be¬ 
kannt gewordenen Schichten, das sind die jüngsten des 
ganzen westfälischen Karbons und zugleich der Saarbrücker 
Stufe, mindestens 3000 m, vielmehr also als die der anderen 
großen Abteilungen der Stufe (Magerkohlenpartie 1100 m, 
Fettkohlenpartie 610 m, Gaskohlenpartie 300 m, Gasflamm- 
kohlenpartie 1000 m und mehr (26, S. 64). Nur an dem 
größten der Osnabrücker Vorkommen, der Ibbenbürener 
Bergplatte, ist die jungpaläozoische Tektonik, wie sie vqr 
Ablagerung des Kupferschiefers entstanden war, zu er¬ 
kennen. Das Steinkohlengebirge zeigt hier eine deutliche, 
durch Querverwerfungen zerrissene herzynisch gerichtete 
schwache Faltung. (Besonders klar zu ersehen aus Haar¬ 
manns Darstellung 15, T. XI und 16 Fig. 1.) Während 


7 ) Vgl. hierzu einen demnächst im „Glüik:iuf w erscheinenden 
Aufsatz von Herrn Gothan und Verf. 


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42 


aber Tiktzk (47), der das Gebiet im Maßstab 1:25 000 
kartiert hatte, diese herzynische Faltung ohne weiteres 
für jungpaläozoisch hielt, vertritt Haabmaxn (15, S. 328 
bis 331) die Ansicht, daß diese für das Karbon allerdings 
sehr auffallende Richtung diesem erst gleichzeitig mit der 
Entstehung des OSnings aufgeprägt worden sei, also um 
die Wende von Kreide- und Tertiärzeit, daß aber vorher, 
d. h. vor Ablagerung des Zechsteins, das Gebiet schon varis- 
zisch gefaltet war. Dies glaubt er an der Hand von 
Messungen unter Tage an einer Stelle, wo im Permer 
Grubenfeld das Streichen im Liegenden des noch erhaltenen 
Kupferschiefers zu beobachten ist, unmittelbar beweisen 
zu können. Hier verläuft in der Tat das Streichen SM"—NO; 
dennoch glaube ich die Verhältnisse ganz anders deuten 
zu müssen. Wenn man nämlich mit Hilfe des WuLFFSchen 
Netzes, dessen Anwendungsmöglichkeit bei Aufgaben aus 
dem Gebiete der Tektonik neuerdings Herr E. Seitz gezeigt 
hat 8 ), den ursprünglichen Einfallswinkel gegenüber dem 
söhlig gedachten Kupferschiefer genau wiederherstellt, 
kommt man zu einem Betrage von 55° bei einem Streichen 
von N 65° O. Das würde aber schon eine ziemlich kräf¬ 
tige Faltung bedeuten, und es ist ausgeschlossen, daß trotz¬ 
dem eine jüngere herzynische Faltung, die sich doch mit 
der älteren hätte vergittern müssen, so rein zum Aus¬ 
druck kommen kann, wie es namentlich im Osten, am 
Schafberg, der Fall ist, wo unweit der Zeche Perm das 
Flöz Buchholz auf G : 7 4 km mit nur ganz schwachen Ver¬ 
biegungen an den beiden Enden der Strecke gerade hin¬ 
durchstreicht. Die schwache ONO-Abbiegung des Ost¬ 
endes stimmt ebenso wie das Streichen der liegenden 
Flöze Schafberg und Bentingsbank (siehe die TiETZESche 
Karte) mit dem oben rekonstruierten Streichen überein. 
Es ist eben nur eine lokale Abweichung des herzynischen 
Richtung. Die Diskordanz ist ferner dem Sinne nach die 
gleiche, wie sie gegenüber der heutigen schwach geneigten 
Fastebene an der Oberfläche des Steinkohlengebirges noch 
zu erkennen ist, denn im Süden der Bergplatte liegt der 
Kupferschiefer mindestens auf Schichten, in denen das 
Schafbergflöz eingelagert ist, im Norden sind aber heute 
noch bedeutend jüngere, und zwar solche der flözleeren 
roten Unterabteilung vorhanden. Das bedeutet ein prä- 

8 ) Vor dem Kollegium der Preußischen Geologischen Landes¬ 
anstalt. Während des Druckes erschienen im „Glückauf“ Jg. 1924, 
Nr. 19. 


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oberpermisches Einfallen des Karbons von mindestens 7°. 
Etwa dasselbe Generaleinfallen ergibt ein Querprofil durch 
den Schafberg (Figur 1), und ähnliche Winkel errechnet 
man auch sonst in der Osnabrücker Gegend für die Dis¬ 
kordanz. Ich möchte daher glauben, daß die genannte 
Fastebene gleich oder wenigstens parallel ist der Trans- 
gressionsfläche des Zechsteins, der ja durch Querverwerfun¬ 
gen versenkt, noch inmitten der Bergplatte stellenweise 
erhalten ist. Von diesen und den ebenfalls jüngeren Ver¬ 
biegungen an den Rändern des Horstes abgesehen, ist 



also das heutige Faltenbild das jungpaläozoische, und auf 
keinen Fall ist das dortige Karbon variszisch gefaltet ge¬ 
wesen. Der Ausdruck „Falten“ ist vielleicht überhaupt nicht 
ganz angebracht. Wenn man das Querprofil Fig. 1 be¬ 
trachtet, das auf Grubenaufschlüssen und drei Tiefbohrun¬ 
gen beruht, hat man viel eher den Eindruck geneigter 
Schollen mit schwachen Stauchungen als von Falten, wie 
sie etwa im Ruhrrevier auftreten, zumal auch sonst die 
Verbiegungen auf der Bergplatte recht flach sind. Um so 
auffallender ist der oben rekonstruierte Einfallswinkel von 
jo 3 im Permer Grubenfeld am Südrande der Platte. Er¬ 
gänzt man aber das genannte Querprofil nach Süden hin 
in der Weise, daß man den flachen Einfallswinkel in den 
von 55° übergehen läßt, so hat man das Bild der > Schlep¬ 
pung einer absinkenden Scholle. Ich möchte nach alle¬ 
dem glauben, daß eine herzynisch gerichtete Verwerfung 
die Scholle wie noch heute im Süden begrenzte, aber mit 
dem Unterschied, daß umgekehrt zum jetzigen Zustand 
damals dort die „stehengebliebenen“ älteren Partien lagen, 
an denen die heute bloßgelegte Scholle abgesunken war 9 ). 


9 ) Kein Wunder, wenn man heute am Rande des Horstes 
sowohl bergwärts als vom Berge abfallende Verwerfungen findet, 
^d so au<3i in diesem Punkt leicht Verschiedenheiten der Auf* 
fassung. wie zwischen Tibtze und Haarmanx, entstehen konnten. 


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44 


Herzynisch gerichtete Gangspalten und Verwerfungen pa¬ 
läozoischen Alters sind ja auch sonst in Deutschland durch¬ 
aus nichts besonderes, man denke nur an den bayerischen 
Pfahl, der vielleicht sogar derselben großen Störungszone 
angehört, wie die des Osnings und der Münsterländische 
Hauptabbruch. (Siehe unten.) 

Das Rotliegende fehlt im Gebiete der Schwelle 
soweit das Liegende des Zechsteins bekannt geworden ist, 
was im Westen ja an ziemlich vielen Punkten der Fall 
ist. Zu dieser Zeit, in der ja wahrscheinlich orogene tische 
Vorgänge stattfanden, war hier also offenbar kein Sammel¬ 
becken mehr, sondern ein höher gelegenes Abtragungsge¬ 
biet. Bemerkenswert ist es. daß wie später im Miocän, 
hier auch im Rotliegenden keine vulkanischen Ausbrüche 
erfolgten. 


Im Zechstein unterscheidet sich bereits der Westen 
vom Osten des Gebietes, indem im Westen eine Fazies 
mit sehr mächtigen Anhydriten und wenig Stein¬ 
salz entwickelt ist, während schon in der Bohrung Sonne¬ 
born bei Pyrmont mehr eine Normalfazies vorhanden ge¬ 
wesen zu sein scheint, die wohl auch mit größerer Mäch¬ 
tigkeit verbunden war. 

Dieses Verhältnis zwischen West und Ost setzt sich 
durch die ganze Trias hindurch fort. Während diese bei 
Osnabrück nicht viel über 800 m mächtig ist, schwillt, 
sie in Lippe auf etwa 1400 m an. Auch zeigen sich im 
Westen allerlei Eigentümlichkeiten, die wenigstens z. T. 
auf flachere Gewässer hinweisen, über die aber an anderer 
Stelle berichtet werden soll. Es ist bemerkenswert, daß 
gerade hier im Westen, wo das Bergland schon bald sein 
Ende erreicht, das Paläozoikum sich mehrfach aus den 
jüngeren Sedimenten heraushebt. Das hängt wenigstens 
z. T. mit dieser geringen Mächtigkeit der Trias und zwar in 
zweifacher Weise zusammen, was bereits Fr. Hoffmaxx er¬ 
kannt hatte, wenn er auch die Verkümmerung der Trias 
sich so vorstellte, daß die drei Glieder durch Wechsel¬ 
lagerung und seitliche Veränderungen im Streichen inein¬ 
ander übergingen und zu einer einheitlichen - Schichten¬ 
folge verschmölzen (19, S. 328 ff.). 

Im L i a s scheint das Verhältnis umgekehrt gewesen 
zu sein. Soweit die betreffenden Zahlen zuverlässig genug 
sind, muß man bei Osnabrück (Hellern) mit erheblich 
größeren Mächtigkeiten bei im großen und ganzen der¬ 
selben Fazies rechnen. Wichtiger ist hier aber folgendes: 


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45 


daß nämlich Stieleb (38, S. 100) im guten Einklang mit 
der oben für den Oberen Jura des Wiehengebirges vermute¬ 
ten Schwächezone annimmt, daß zur Zeit dos Oberen Lias 
sich in demselben Striche eine Senke hingezogen habe, 
in der die Bedingungen für die Entstehung des die 
„schwarze Kreide“ liefernden Schiefertons sowie ^für die 
Ablagerung der sonst fehlenden Vertreter der Dorntener 
Schiefer, gegeben waren. 

Der Dogger ist noch nicht genügend bekannt, be- 
sanders nicht seine Mächtigkeiten. Die lokale Verbreitung 
des Portasandsteins in der Hochstufe des Ostens spricht 
kaum für das Gebundensein an herzynische Linien, die 
wie wir oben sahen, in den älteren Zeiten des Malms 
in Erscheinung traten, wo übrigens auch zugleich 
wieder der Westen abnehmende Mächtigkeit bei zunehmen¬ 
der Häufigkeit der Sandsteine zeigt. 

Der Obere Jura wurde bereits oben besprochen, 
abgesehen vom Oberportland, aus dessen Charakter und 
Verbreitung sich aber ebensowenig wie aus denen des Weal- 
dens Schlüsse auf herzynisch \ gerichtete Leitlinien ziehen 
lassen. Zu Beginn des marinen Neokoms machten 
sich dann jedoch, wenigstens im westlichen Osning. nicht 
unerhebliche onogenetische Bewegungen geltend 10 ), die im 
großen herzynisch gerichtet waren; ob auch schon in der 
Piesberg-Achse, vermag ich dagegen nicht zu . sagen. 

Ausgezeichnet kommt ferner die herzynische Richtung 
wieder zum Ausdruck in der gut ausgeprägten Strandfazies 
des Neokoms und Unteren Albiens, dem Osningsandstein, aus 
der zu schließen ist, daß der Strand wenig südlich des 
Osnings gelegen hat, und wiederum unterscheidet sich 
der Westen vom Osten, doch im umgekehrten Sinne, wie 
zur Zechstein-, Trias- und Malmzeit, denn wenigstens im 
Osning sind die Ablagerungen z. B. bei Iburg und Tecklen¬ 
burg bedeutend mächtiger als im Südosten. Auch greift 
hier schon öfter die nördlich des, Wiehengebirges 

10 ) Gegenüber Schuh, der das Bestehen einer solchen Phase 
anscheinend bezweifelt (35, S. 92), möchte ich darauf aufmerk¬ 
sam machen, daß neuerdings, gänzlich unabhängig von mir, 
Dahlgeün* (7) dieselbe Phase auch im mittleren Leinegebiet fest¬ 
stellte und sie als „Hilsphase“ bezeichnete. Offensichtlich hat 
Schuh meine Ausführungen dahin mißverstanden, daß ich dieOs- 
ningspalte in der Gegend von Iburg leugnen und an ihre Stelle 
diskordante Auflagerung der Unterkreide setzen wolle. Das ist 
aber nicht der Fall. Ich sehe als Osningspalte nur eine andere, 
weiter nördlich verlaufende Verwerfung an, was ich allerdings 
nicht erwähnt habe. 


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46 


herrv:rteode tor.ige Faz« zwi-eben die sandige ein- Im 
Gebiet der heutigen Schwelle selbst wird vorwiegend die 
emere entwickel: gewesen «ein. konnte dämm so leicht 
abgetragen werden. Im Oberen Albiec sank das Gebiet 
wahrscheinlich noch tiefer ein. Onoman und Turon sind 
iereit* besprochen worden. Für die Emseherzeit, 
wo im allergrößten Teil der westfalischen Kreidemulde 
nach B.Irtiixg die küstenfcrne tonig-racrgelige Fazies noch 
herrschte. Laten wir kein Anzeichen für das Fortbestehen 
der turonen Hochgebiete, während Keusch sowohl wie 
Härtling, und zwar auf verschiedenen Wegen, zum Schlüsse 
kamen, daß im Westen, nahe der holländischen Grenze, 
'-ine Untiefe oder Schwelle immer noch zu erkennen sei. 
tezw. sich noch weiter heraushob (23 u. 2). Aus der Fa¬ 
zies der Granulatenkreide bei Ochtrup hatte dann Wbgxkr 
(48, S. 137) geschlossen, daß zu Beginn dieser Zone die 
Hebung des Teutoburger Waldes schon bis zur Bildung von 
Inseln oder Landzungen fortgeschritten wäre. Nach den 
Ausführungen BIrtlings jedoch und der von ihm gegebenen 
Karte ’ «rd man aber notwendigerweise die Herausbil¬ 
dung dei Ochtruper Fazies auf die Nähe jenes Landes im 
Westen zurückführen müssen. Die nach unseren heutigen 
spärlichen Kenntnissen dem Emscher noch ähnliche Fa¬ 
zies des Untersenons südlich vom Osning spricht gleich¬ 
falls nicht für eine derartige Hebung im Gebiete unserer 
Schwelle, sondern eher dafül\ daß zu diesen beiden Zeiten 
Untiefen sieh nicht mehr bemerkbar machen konnten. 

Dasselbe gilt wohl sogar noch für das ältere Obersenon. 
Nur die jüngeren Obersehonschichten der Baumberge las¬ 
sen im Verein mit denen von Haldem nördlich vom Wiehen- 
gebirge Schlüsse zu, wie sie Wegxer aus ihrer Flora 
und Fischfauna zieht (49, S. 116). Denn in diesem Falle 
liegt die Schwelle zwischen jenen beiden Vorkommen. Auch 
deutet die Fischfauna der Baumberge und von Sendenhorst 
nach ihm auf eine Aussüßung des Münsterschen Meeres¬ 
beckens hin. Im Ausgange der Kreidezeit war 
also die Schwelle sicherlich wieder vorhanden. 

Wie steht es nun mit etwaigen orogenetischen Bewe¬ 
gungen in der langen Zeit vom Ende des Turons bis Bade 
des Serions? Am Harz, der ja in der südöstlichen Fort¬ 
setzung unserer Schwelle liegt und dessen Ränder 
dasselbe Streichen haben, sind nach Schrobder (34, S. 
'>;■>, 62) orogenetische Bewegungen im Oberen Emscher (oder 
kurz vorher?) und wiederum im Untersenon, genauer 


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zur Zeit der Unteren Granulatenkreide (Stollby 45) 
erfolgt. Sie hatten die Aufrichtung und teilweise Über- 
kippung der Harzrandschichten sowie die Heraushebung 
des Harzes selbst zur Folge. Da, wie eben gezeigt, diese 
Zeiten für die Aufrichtung des Osnings nicht in Frage 
kommen, so bleibt innerhalb der jüngsten Kreidezeit nur 
die des Oberen Senons übrig. Ich kann darum Schuh nicht 
recht geben, wenn er (35, S. 102) das nordwestfälische 
Hochgebiet und den Harz als eine Einheit betrachtet, die 
wahrscheinlich zu gleicher Zeit gehoben worden sei. Das 
stimmt schon darum nicht, weil ja das breite Gebiet zwischen 
Harz und rheinischer Masse als unterbrechende Senke eine 
langdauernde und alte Geschichte hat. Bestand sie doch 
schon mindestens zur Liaszeit und immer noch im Oli- 
gocan. Auch zeichnet sie sich ja durch eine eigene Tek¬ 
tonik mit ± nordsüdlich gerichteten Störungszonen aus. 
Ein Unterschied liegt ja auch darin, daß die Überkippung 
am Harz im Norden, hier aber im Süden auftritt. Trotzdem 
bleiben natürlich genug Ähnlichkeiten bestehen. 

Im Paleocan, wo sich das Meer ja ganz-^reit nach 
Norden zurückzog, war somit weit und breit Land, zu 
dem von nun an das Münstersche Becken immer gehörte» 11 ). 
Es ist wenigstens im Inneren keine Spur mariner Ablage¬ 
rungen bekannt, nicht einmal in Schlottenausfüllungen, die 
man in den kalkigen Gebieten doch wohl erwarten dürfte. 
Als im Untereocän das Meer wieder vordrang, scheint 
der Nordrand der heutigen Schwelle die Küste gebildet zu 
haben, so daß also während der ganzen Eocänzeit — in der 
mittleren und oberen wich das Meer sehr weit nach Norden 
zurück — auch sie Land gewesen wäre. In die Zeiten des 
Paleocäns und Eocäns fällt wohl der größte Teil der be¬ 
deutsamen Abtragungen, die schon vor Eintritt der nächsten 
Periode das Land erlitten haben muß. Aus dem wichtigen 
Funde eines Karbongerölls im Oberoligocän bei Osnabrück, 
der Konkordanz innerhalb des Oligocäns einerseits, der 
Konkordanz innerhalb der Kreide andererseits, schloß 
Haarmann (13, S. 41), daß die voroligocäne Faltungs¬ 
phase an der Wende von Oberer Kreide und Eocän, im 
wesentlichen aber im Eocän erfolgt sei. Ich möchte glauben, 
daß die Bewegungen, abgesehen von den 
früher erwähnten noch äReren, zur Haupt¬ 
sache im Obersenon vor sich gingen, zumal 

n ) Vgl. für die Verbreitung der Tertiärmeere die paläogeogra- 
phischen Karten in v. Linstow (28). 


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48 


auch Sille durch die „vergleichende Methode der Altersbe¬ 
stimmung gebirgsbildender Vorgänge"* zu dem Schluß kommt, 
daß wie anderwärts auch die „vortertiäre" oder „alttertüLre“ 
Phase der saxonischen Faltung Deutschlands in die jüngste 
Kreidezeit zu stellen sei (43, S. 17 und 20). 

- Im Oligocän lag der Strand des wieder vorgedrun- 
genen Meeres sehr wahrscheinlich am Osning 12 ). Wenn 
im heutigen Schwellengebiete auch wohl Teile als Inseln 
hervorschauten, so war es damit im ganzen nun im Gegen¬ 
satz zur Oberkreidezeit tiefer gelegen als das Münsterlandl. 
Älmlich muß das Verhältnis auch im Mittelmiocän ge¬ 
wesen sein, wo das Meer wenigstens in den westlichen Teil 
des heutigen Schwellengebiets wieder eingedrungen war, 
nachdem es im Untermiocän sich schon einmal weit nach 
Worden zurückgezogen hatte. Der Gebirgsbau, wie wir ihn 
heute vorfinden, entstand, bis auf kleine Nachwirkungen, 
die im Quartär sich geltend gemacht haben mögen, in der 
Obermiocänzeit. Burrk zeigte neuerdings, daß i n 
der Gegend von Bünde damals die Piesbergachse noch 
weiter gefaltet worden sei (4). Der gleiche hierin zum 
Ausdruck kommende seitliche Druck wird auch am Osning 
verstärkend auf die Überkippung eingewirkt haben, viel¬ 
leicht bei gleichzeitiger Hochbewegung der Schwelle, die 
ja heute im großen höher liegt als die Münstersche Ebene. 
Damit wurde das Gebiet reif für die Herausarbeitung der 
heutigen Oberflächen formen, die zur Hauptsache im Pliocän 
erfolgt sein dürfte. 


Schluß. 

Aus obigen kurzen Darlegungen geht also hervor, erstens, 
daß zeitweilig das nordwestfälisch-lippische Bergland auch 
in der* geologischen Vergangenheit eine Schwelle war oder 
doch zu einer solchen gehörte, zweitens, daß sowohl Osning 
als auch Woser-Wiehengebirge auf altangelegten Scliwäche- 
zonen liegen, die sich beim ersteren Gebirge wahrscheinlich 
schon im Jungpaläozoicum auszubilden begannen und dort 
auch viel schärfer in Erscheinung traten. Mehrfach be¬ 
wegten sich an der Osninglinie zwei große Gebiete gegen¬ 
einander, wobei dasjenige, zu dem die heutige Schwelle 
gehört, auch in sich schaukelnde Bewegungen etwa um eine 
Nordsüdachse ausgeführt haben muß, so daß also einmal 

12 ) Dies zeigt z. B. ein im Vorjahr gefundenes neues Vor¬ 
kommen bei Malbergen, das nur gut 1 km vom Osningsandstein- 
rand entfernt liegt. 


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49 


der Osten, ein andermal der Westen höher lag. Die starke 
Überkippung am Osning, die Überschiebung der Schwelle 
auf die Kreide — ähnlich wie der Harz auf sein Vorland — 
selbst schon die mehr symmetrisch gebaute Piesberg-Py;r- 
monter Sattellinie wie die fast kongruente Faltung bei 
Osnabrück lassen auf kräftigen seitlichen Druck schließen. 
Ihrer Anlage nach sind aber diese beiden 
Achsen trotzdem ganz und gar verschieden, 
denn hei der Piesberg-Pyrmonter Achse ist 
keine vorher vorhanden gewesene Schwäche¬ 
zone festzustellen. Sie ist eine einfache Sattelung 
innerhalb der Schwelle, der Osning aber bezeichnet deren 
viel älteren Rand, seine Kreideschichten entsprechen ihrer 
Lage nach beinahe den mesozoischen am nördlichen Harz¬ 
rand und mancher Strecken am Thüringer Wald. Die 
Osningspalte ist eine posthume Spalte der alten Schwäche¬ 
zone. Die Oszillationen werden besonders dazu beigetragen 
haben, den Gebirgsbau des so schmalen Osnings im Sinne 
von Cloos und Haar^maxn — schmale Störungszonen — 
verwickelt zu gestalten (6 und 17). Auf die Frage, wie 
weit man die verschiedenen Bewegungen als orogenetisch 
oder epirogenetisch aufzufassen hat, möchte ich hier nicht 
eingehen, dagegen noch hervorheben, daß folgende, oben 
für die Osning-Schwächezone erkannten Merkmale: her- 
zynische Richtung, alte Anlage, posthumes Aufleben in 
Mesozoikum und Tertiär und endlich starker seitlicher 
Druck nach v. Bubxoff (3) zugleich diejenigen sind, die 
nach dem heutigen Stande der Kenntnis den aus Asien über 
iSüdrußland und Polen nach Deutschland herübersetzenden 
KABPixsKYschen Linien zukommen, zu denen schon v. 
Ko ex ex (21, S. 191 und 192), Suess (46, S. 32 bis 39) und 
Karpixsky selbst (20) die Linie Teutoburger Wald—Südrand 
des Thüringer Waldes—Koburg—Passau—Linz rechneten. 
Der an der Schwelle festzustellende seitliche Druck ist 
also eine regionale Erscheinung; ob dies auch für die 
Oszillationen gilt oder ob sie vielmehr hier im Nord westen 
noch hinzutreten, w T äre ebenso w T ie ihr Verhältnis zur Oro- 
genese wohl noch zu untersuchen. Man möchte fast glauben, 
daß Xordwestdeutschland ganz besonders durch derartige 
Bewegungen ausgezeichnet sei, w’enn man an die so deut¬ 
lichen Erscheinungen dieser Art im Niederrheingebiet 
denkt, wo aber andererseits regionale seitliche Druck¬ 
wirkungen fehlen. 


4 


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50 


Literaturverzeichnis. 


1. Andkee, K.: Über die Bedingungen der Gebirgsbildung. BerLin 

1914. 

2. Bärtling, R.: Tran9gressionen, Regressionen und Faziesver- 

teilung in der Mittleren und Oberen Kreide des Beckens vom 
Münster. Diese Zeitschr. 1920, Bd. 72, Abhandl. S. 161—217. 

3. v. Bubnoff, S.: Die herzynischen Brüche im Schwarzwaid, 

ihre Beziehungen zur karbonischen Faltung und ihre Post- 
. humität. N. J. f. Min., Geol. u. Pal. Beil., Bd. XLV, 1922. 

4. Burbe, O.: Der Teutoburger Wald (Osning) zwischen Bielefel 1 

. und örlinghausen. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1911. 
Bd. XXXII, T. I, Berlin 1911, S. 306—343. 

5. — Die Piesberg-Pyrmonter Achse in der Gegend südlich von Bünde 

i. W. Ebenda f. 1921, Bd. XLII, Berlin 1922, S. 533—542. 

6. Cloo6, H.: Zur Entstehung schmaler Störungszonen. Geol. 

Rundsch., Bd. VII, 1917, S. 41-52. 

7. Dahlgrün, Fr.: Tektonische, insbesondere kimmerische Vor¬ 

gänge im mittleren Leinegebiet. Ebenda f. 1921, Bd. XLII. 
Berlin 1923 (Separatum), S. 723—764, bereits vorher im Aus¬ 
zug aus den Dissertationen der Math.-phys. Abtlg. im Jahrb. 
d. Philosoph. Fakultät in Göttingen. Geolog. Jahrg. 1921, 
Nr 10, S. 40—44. 

8. Elbert, Joh.: Das untere Angoumien in den Osningbergketten 

des Teutoburger Waldes. Verhandl. nat. Yer. Rheiul. u. Westf., 
58, 1901, Bonn 1902, S. 77-167. 

9. Haack, W.: Der Teutoburger Wald südlich 'von Osnabrück. 

Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1908, Bd. XXIX, Teil I. 
Berlin 1909, S. 493—495. 

10. — Bericht über die Aufnahme auf Blatt Iburg. Ebenda f. 1919. 

Bd. XL, Teil II, Berlin 1922, S. LN-LXII. 

11. — Über die unterneokome Störungsphase im westlichen Osning. 

Diese Zeitschr., Jahrg. 1921. Bd. 73, S. 50 — 58 , Berlin 1922. 

12. — Bericht über die Aufnahme auf Blatt Iburg. Jahrb. d. Preuß 

Geol. Landesanst. f. 1920, Bd. XLI, Teil II, Berlin 1922 
S. XCTI-XCIX. 

13. Haarmann, E.: Die geologischen Verhältnisse des Piesberg- 

Sattels bei Osnabrück. Ebenda f. 1909, Bd. XXX, T. I, Berlin 
1909, S. 1—58. 

14. — Über den Piesberg-Sattel bei Osnabrück. Diese Zeitschr., 

61. Bd., 1909, P. S. 170 — 174 . 

15. — Die Ibbenbürener Bergplatte, ein „Bruchsattel“. Branca- 

Festschr. 1914. 

16. — Über den geologischen Bau Nord Westdeutschlands. Diese 

Zeitschr. Bd. 66 , Jahrg. 1914, S. 354 — 370 . 

17. — Über Stauung und Zerrung durch einmalige und wiederholte 

Störungen. Diese Zeitschr., Bd 72, Jahrg 1920, Abh.218—245. 
IS. Hasebrink, A.: Die Kreidebildungen im Teutoburger Wald bei 
Lengerich in Westfalen. Verhandl. nat. Ver. Rheinl.-Westf., 
64, 1907. Bonn 1908, S. 247—268. 

19. Hoffmann* Fr.: Die geognostischen Verhältnisse der Gegend 
von Ibbenbüren und Osnabrück. Karstens Archiv 12, 
S. 264—336. 1826. 


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20. Kabpinsky, A.: Bemerkungen über den Charakter der Gesteins¬ 

dislokationen in der südlichen Hälfte des europäischen Ru߬ 
lands. Gorny Journal, St. Petersburg, Nr. 9,1883, S. 434—445. 
(Zitiert hach v. Bubnoff.) 

21. v. Koenen, A.:Über geologische Verhältnisse, welche mit der 

Emporhebung des Harzes in Verbindung stehen. Jahrb. 
Preuß. Geol. Landesanst. für 1883, S. 187—198. 

22. — Über das Verhalten von Dislokationen im nordwestlichen 

Deutschland. Jahrb.' der Preuß..Geolog. Landesanstalt für 
1885 (1886), S. 53—83. 

23. Keusch, P.: Der Gebirgsbau im preußisch-holländischen Grenz¬ 

gebiet von Winterswijk, Weseke, Buurse usw. Diese Zeitschr. 
71 . 1919, S. 139 - 149 . 

24. — »Die Ausdehnung und Tektonik der nordwestdeutschen Stein¬ 

kohlengebiete. Diese Zeitschr., Bd. 70 , 1918, S. 121 — 147 . 

25. Kuhlmann, L.: Die Osning-Achse zwischen Hüggel und Schaf - 

.berg. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1914, Bd. XXXV, 
T. I„ Berlin 1914, S. 1—62. 

26. Kukuk, P.: Unsere Kohlen. 2. Auflage. Aus Natur und Geistes¬ 

welt. 396, Bd. 1920. 

27. Lepsius, R.: Geologie von Deutschland und den angrenzenden 

Gebieten. Teil II, Leipzig 1910. 

28. v. Linstow, O.: Die Verbreitung der tertiären und diluvialen 

Meere in Deutschland. Abhandl. d. Preuß. Geol. Landesanst. 
N. F., Heft 87, Berlin 1922. 

29. Lohmann, W.: Die geologischen Verhältnisse des Wiehen- 

gebirges zwischen Bark hausen a. d. Hunte und Engter. 

1. Jahresber., Niedersächs. Geol.Ver., Hannover 1909,.S.39—77, 
Inaug.-Diss., Göttingen 1908. 

30. — Die Stratigraphie und Tektonik des Wiehengebirges. 

3. Jahresber. Ebenda, 1910, S. 41—62. 

31. Löwe, F.: Das Wesergebirge zwischen Porta und Süntelgebiet. 

N. J. f. Min., Beil. Bd. XXXVI, Stuttgart 1913, S. 113-213. 

32. Mestwerdt, A.: Der Teutoburger Wald zwischen Borgholz¬ 

hausen und Hilter. Inaug.-Diss., Göttingen 1904. 

33. Naumann, E. und Mestwerdt, A.: Über Gebirgsbau im lip- 

pischen Weserbergland. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 
1919, Bd. XL, Berlin 1919, S. 83—109. 

34. Schuoedeb, H.: Exkursion in das nördliche Harzrandgebiet 

zwischen Goslar und Thale. Im Führer zu den Exkursionen 
der Deutsch Geol. Ges. August 1920. Überreicht vom Nieder¬ 
sächs. Geol. Ver. S. 46 —78. 

35. Schuh, F.: Die saxonische Gebirgsbildung. „Kali“. 16. Jahrg., 

1922, 16, Halle, S. 33-112. 

36. v.See, K.: Geologische Untersuchungen im Weser-Wiehen- 

gebirge bei der Porta Westfalica. N. J. f. Min', Beil.-Bd. XXX, 
Stuttgart 1910, S. 628—716. 

37. Spulski, B.: Geologie der Gegend von Borgloh und Holte. 

2. Jahresber., Niedersächs. Geol.Ver., Hannover 1909, S. 1—30. 

38. Stiblbr, C.: Über die oberliassische „Schwarze Kreide“ von 

Vehrte bei Osnabrück. Diese Zeitschr. 75 , Jahrg. 1923, 
Abh. S. 76-106. 

4* 


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52 


39. Stille, H.: Zur Kenntnis der Dislokationen, Schichtenab¬ 

tragungen und Transgressionen im jüngsten Jura und in 
der Kreide Westfalens. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 
1905, S. 103 ff. 

40. — Erläuterungen zur geologischen Karte von Preußen usw. 

Preuß. Geol. Landesanst., Lieferung 147 (Bl. Willebadessen). 
Berlin 1908 

41. Der Mechanismus der Osning-Faltung. Jahrb. d. Preuß. Geol. 
Landesanst. f. 1910, Bd. XXXI, Teil I, S. 357—382. 

42. — Der geologische Bau der Ravensbergisehen Lande. 3. Jahres- 

ber., Niedersächs. Geol. Verein, Hannover 1910, S. 226—245. 

43. — Über Hauptformen der Orogenese und ihre Verknüpfung. 

Nachr. Ges. d. Wiss. Göttingen, math.-phys. Kl., 1918. 

44. — Übersichtskarte der saxonischen Gebirgsbildung zwischen 

Vogelsberg-Rhön und der norddeutschen Tiefebene, 1:250000. 
Herausgegeben von der Preuß. Geol. Landesanst, Berlin 1922. 

45. Stolley, E.: Zur Altersfest'tellung der Aufrichtung des Harz - 

• gebirges. 9. Jahresber., Niedersächs. Geol. Verein, Hannover 
1916, S. 62—68. 

46. Suess, E.: Das Antlitz der Erde. Bd. III, Teil II, 1909. 

47. Tietzk, O.: Das Steinkohlengebirge von Ibbenbüren. Jahrb. d. 

Preuß. Geol. Landesanst. f. 1908, Bd. XXIX, TeilTI, 1909, 
S 301—353. 

48. Wegner, Th.: Die Granulatenkreide des westlichen Münster¬ 

landes. Diese Zeitschr. Bd. 57, 1905, S. 112 ff. 

49. — Geologie Westfalens und der angrenzenden Gebiete. Pader¬ 

born 1913. 

50. Weingärtner, .R. M.: Beiträge zur Geologie des Großherzog¬ 

tums Oldenburg I. Diese Zeitschr. Bd. 70, Berlin 1918, 
S. 37—61. 


Über den Gebirgsbau des preußisch¬ 
holländischen Grenzgebietes. 

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 5. März 1924.) 

Von Herrn Richard Bartling in Berlin. 

(Hierzu Tafel I.) 

Das preußisch-holländische Grenzgebiet ist in seinem 
Bau trotz einer Reihe von wichtigen Arbeiten, die in den 
letzten Jahren erschienen sind, insbesondere von P. Kbusch, 
G. Müller und mir, sowie den Veröffentlichungen der 
Holländischen Geologischen Land*sanstalt (Rijks Geo- 
giche Dienst), noch ziemlich unbekannt geblieben und hat 
nicht die Beachtung gefunden, die diesem Gebiet in strati¬ 
graphischer, fazieller und tektonischer Hinsicht zukommt. 


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53 


K 

Seit der letzten Veröffentlichung von P. Kkusch 1 ) sind 
wichtige neue Beobachtungen gemacht worden, besonders 
dadurch, daß zum ersten Male in dieser Gegend ein Blatt 
der geologischen Spezialkarte von Preußen 1:25 000, das 
Blatt Ochtrup, zum Abschluß gebracht wurde. Außer¬ 
dem hat uns die neue Tiefbohrung Corle bei Winterswijk 
in der Kenntnis des Gebirgsbaus wesentlich vorwärts ge¬ 
bracht. 

Wir kennen in dem in Frage kommenden Gebiet alle. 
Formationen vom Produktiven Karbon aufwärts. In dieser 
Reihe felilt das Rotliegende, das hier wie im ganzen Nord- 
Westdeutschland nicht zur Ausbildung gekommen ist, ferner 
fast der ganze Keuper und Teile des Juras. Das Tertiär 
greift nur wenig auf dieses Gebiet über und i^t (Vollständiger 
erst weiter westlich auf holländischem Staatsgebiet ent¬ 
wickelt. 

Durch die Arbeiten von P. Krusch und die Veröffent¬ 
lichungen der Rijksopsporing van Delfstoffen war bislang 
am besten das Gebiet von Winterswijk bekannt. Hier 
liegt eine Aufpressung des älteren Untergrundes vor, die 
auf deutschem Staatsgebiet beginnt und sich nach Westen 
bis über den Ort. Winterswijk hinaus fortsetzt. Die Auf¬ 
pressung verläuft ungefähr in ostwestlicher Richtung. Ihr 
Südrand zeigt sehr starke Pressungserscheinungen, die 
sich in starken Überschiebungen und in einer Aufsattelung 
des Untergrunds äußern. Wieweit sich diese Aufpressungs¬ 
zone nach Westen fortsetzt, ist vorläufig noch unbekannt. 
Sie verschwindet in dieser Richtung unter einer mächtigen 
Tertiärdecke, die nach den holländischen Untersuchungs¬ 
bohrungen bei Lichtenvoorde schon 200 m Mächtigkeit über¬ 
schreitet. 

In der Aufpressung selbst treten mittlerer und unterer 
Buntsandstein zu beiden Seiten der Grenze zutage; auf 
holländischem Staatsgebiet auch noch der Muschelkalk. Hier 
ist östlich von Winterswijk in einer Flachbohrung außerdem 
unter der Tertiärdecke unmittelbar der Zechstein ange¬ 
troffen worden. 

Die ältere Bohrung Plante ngaarde bei Winters¬ 
wijk ist in der Nähe des stark gestörten Scholienrandes 
angesetzt. Sie traf infolgedessen außerordentlich verwickelte 
Verhältnisse. Unter Buntsandstein und Zechstein wurde 

*) P. Krusch, Der Gebirgsbau im Preußisch-Holländischen 
Grenzgebiet von Winterswijk, Weseke, Buurse usw. Diese Ztsehr., 
1919, Bd. 71, Monatsber. S. 139. 


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54 


schon in geringer Tiefe das Steinkohlengebirge angebohrt. 
Darunter folgte aber nochmals Zechstein und erst in größerer 
Tiefe wieder das Steinkohlengebirge. Eine neue Bohrung, 
die im November 1923 eingestellt wurde, in Corle, etwa 
3 km westlich von Winterswijk, wurde daher von vornherein 
so angesetzt, daß die Nähe des Schollenrandes vermieden 
wurde. Man rechnete damit, daß sich wenig nördlich dieses 
Schollenrandes normale Verhältnisse einstellen würden und 
tatsächlich wurde diese Annahme vollkommen bestätigt. 
Unter Tertiär, Buntsandstein und Zechstein wurde hier 
das Karbon in 690 m Tiefe im wesentlichen in ruhiger, 
flacher Lagerung angetroffen. Im Karbon ist die Bohrung 
bis 1284 m Tiefe fortgesetzt. Dabei zeigten sich noch ver¬ 
schiedentlich durch plötzliche Zunahme des Einladens und 
das Auftreten von Klüften Anzeichen für das Vorhanden¬ 
sein von Störungen, die vorläufig nur als flache Über¬ 
schiebungen gedeutet werden können. Diese Bohrung 
brachte noch andere Überraschungen, wie z. B. das Auftreten 
von Erdöl im Zeclistein und im Karbon und das Vorkommen 
eines Eruptivgesteinsganges im Karbon, worauf jedoch an 
dieser Stelle nicht näher eingegangen werden soll. 

Der Schollenrand, ist etwa 'ly* km südlich dieser Bohrung 
zu suchen. Es zeigt sich also, daß in dieser Gegend nur 
der. Schollenrand sehr starke Faltungs- und Störungs¬ 
erscheinungen aufweist und daß nördlich' davon mit ruhigen, 
wenig gestörten LagerungsVerhältnissen zu rechnen ist. Diese 
Tatsache wird auch bestätigt durch die albe Tiefbohrung 
R a t u m , die ebenfalls ruhige Lagerungsverhältnisse an¬ 
traf, die das Karbon allerdings erst in größerer Tiefe er¬ 
reichte, sowie durch die Tiefbohrungen Vreden und Ei¬ 
bergen. 

Von besonderem Interesse ist der Bau des südlichen 
Vorlandes der Aufsattelungszone von Winterswijk. Hier 
verschleiert zwar mächtigeres Diluvium und Tertiär viel¬ 
fach den Bau des älteren Untergrunds; immerhin finden 
sich aber in Gräben, Wasserläufen und auf deutschem 
Gebiet auch in Steinbrüchen eine genügende Anzahl von 
Aufschlüssen, die auf holländischer Seite durch eine große 
Zahl von Flachbohrungen ergänzt sind. Hieraus ergibt 
sich, daß unmittelbar südlich des Schollenrandes alle jün¬ 
geren Formationen bis zur Oberen Kreide einschließlich 
in einer schmalen Mulde eingefaltet sind, die parallel zum 
Schollenrande streicht. Südlich davon folgt ein flacher 
Sattel, in dessen Kern der Ort Weseke liegt. Um den 


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55 


Ort Weseke herum verlaufen in Sattelstellung die Schichten 
des Cenomans und Turons. Unter diesen tritt Gault zu¬ 
tage und im Kern des Satetls liegen westlich davon in 
großer Ausdehnung Schichten des Doggers und des Lias. 

Dieser Bau der Aufpressungszone wiederholt sich bei 
allen anderen bekannten Fundpunkten des älteren Gebirges 
im Grenzgebiet, und zwar in den Aufpressungen, die als 
Sattel von Lünten, Sattel von Alstätte und 
Haarmühle und dem Sattel von Ochtrup-Gro¬ 
nau bekannt sind. 

Durch die neue geologische Spezialaufnahme ist letz¬ 
terer am besten bekannt geworden (vgl. den Querschnitt 
Isterberg—Bentheim—Ochtrup—Metelen auf Taf. I). An 
der Oberfläche findet sich in diesem Sattel als ältestes 
Glied der Schichtenreihe der mittlere Bundsandstein. Durch 
die Tiefbohrungen Salzreich I und II ist hierunter der 
Zechstein nachgewiesen und in einer der Bohrungen auch 
das Produktive Karbon. Es zeigte sich, über Tage, 
wie durch die Bohrungen, daß sich die Sattellinie nach 
Osten heraushebt. * Die Bohrung Salzreich III, die nahe 
dem Ostende des Sattels niedergebracht wurde, schien also 
am meisten Aussicht zu haben, Zechstein und Karbon in 
geringer Tiefe zu erreichen. In dieser Bohrung wurde 
aber unter dem Buntsandstein stark gestörter Zeclistein 
angetroffen, dessen Salzlager ausgelaugt waren, und unter 
dem Zechstein, in dem' das Einfallen der Schichten allmäh¬ 
lich bis 90° zunahm, wurde der Bentheimer Sandstein der 
Unteren Kreide angebohrt, der durch G. Müller auf Grund 
von Versteinerungsfunden einwandfrei bestimmt werden 
konnte. 

Wir haben liier also eine sehr bedeutende Überschie¬ 
bung, die den ganzen Südost- und Südrand der Trias-Zech¬ 
stein scholl o* begleitet und die auch über Tage genau fest¬ 
gelegt werden konnte. Sie verläuft in der Nähe der er¬ 
wähnten Bohrung in nordost—südwestlicher Richtung und 
biegt weiter westlich allmählich in ostwestliche Richtung 
um. Sie wird weiter südlich von einer Parallelstörung 
begleitet, die zwischen Cenoman-Turon und den älteren 
Kreideschichten anzunehmen ist. Diese Störung ist weniger 
gut aufgeschlossen. Ihr Vorhandensein ergibt sich jedoch 
aus dem Verhalten der Kreideschichten und dem Aus¬ 
fallen verschiedener Schichtenglieder, insbesondere des ge¬ 
samten Gaults. Wie mir Herr Tn. Wegxeb in Münster 
freundlichst mitteilte, hat er im Cenoman, südlich des Och- 


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truper Sattels, senkrechte Schichtenstellung beobachtet. Mir 
selbst stand in diesen Schichten kein so günstiger Auf- 
schjuß zur Verfügung. Ich hatte jedoch den Eindruck, 
daß stellenweise fast horizontale Lagerung anzunehmen ist. 
Tatsächlich habe ich im Sommer 1923 auch etwas weiter 
nördlich in den Schichten des mittleren Neokoms in der 
Ausschachtung für einen Neubau sehr flache Lagerung¬ 
beobachtet. Diese Beobachtungen lassen sich mit denen 
Wecjners sehr gut in Einklang bringen, wenn man annimmt, 
daß südlich des Schollenrandes hier ebenso wie bei Winters- 
wijk die Kreideschichten in einer stark gestörten und von 
streichenden Störungen durchzogenen Mulde eingepreßt sind 
oder wenigstens, wie in dem Profil auf Taf. I dargestellt, am 
Schollenrande ähnlich wie am Osning aufgepreßt und schräg 
gestellt sind. 

Ebenso wie der Südrand der Triasseholle, wird auch der 
Nordabfall von einer Anzahl von streichenden Störungen 
begleitet, an der die Schichtenmächtigkeiten des Rots, 
Muschelkalks. Wealdens und zum Teil auch des Neokoms 
stark vermindert sind. Zum Teil sind diese Schichten in¬ 
folge der Störungen hier auch ganz ausgefallen. Nach 
dem Ergebnis der geologischen Aufnahme kann es sich 
hier nur um Überschiebungen handeln, deren Einfällen 
flacher ist als das der davon betroffenen Schichten. 

Mit diesen Überschiebungen sind eine große Anzahl 
von Querstörungen verbunden, denen jedoch keine große 
Bedeutung beizulegen ist. Es ist wahrscheinlich, daß die 
übergeschobenen Schollen zerbrochen und zerrissen sind ui^l 
infolgedessen von zahllosen Querverwerfungen geringeren 
Umfangs durchsetzt werden, deren Weiterverfolgung in die 
hangenden und liegenden Schichten nicht möglich ist. 

An diesen steil aufgepreßten Ochtrup e r Hors t 
schließt sich im Norden die sehr breite Brech temuld e 
an, die in der Literatur auch unter der Bezeichnung Bent- 
heim-Ochtruper Toneisenstein-Mulde 2 ) bekannt ist. Die 
Mulde hat ungefähr eine Breite von 8 bis 10 km und au/ 
beiden Flügeln gleichmäßiges, flaches Einfällen bis zu 
30°. Der westliche Muldenschluß wird auf holländischem 
Staatsgebiet bei dem Dorfe Losser durch einen nordsüd* 


2 ) Die Verbindungslinie Bentheim-Ochtrup läuft quer zum 
Streichen der Muldenachse. Bentheim liegt auf dem nördlichen 
Muldenflügel, Ochtrup noch südlich des die Mulde im Süden ab 
schließenden Horstes oder Sattels. Die Bezeichnung- der Muld** 
nach diesen beiden Orten ist also ungenau und irreführend. 


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lieh verlaufenden Zug des Gildehäuser Sandsteins bezeich¬ 
net. Nach Osten hin läßt sich die Muldenlinie bis in die 
obere Kreide dos Bilker Berges verfolgen. Im Südflügel 
der Mulde, die fast ganz mit den gleichmäßigen tonigen 
Schichten des Neokoms erfüllt ist, treten wahrscheinlich noch 
eine oder mehrere streichende Verwerfungen auf, da der 
Wechsel dos Einfallens auf andere Weise hier nicht zu 
erklären ist. Die genaue Lage dieser Störungen läßt sich 
in den petrographisch eintönigen Schichten nicht ganz sicher 
festlegen. 

An die Brechte-Mulde schließt sich nördlich der S c h ü t - 
torfer Sattel an, der von E. Harbort Alter der Be¬ 
zeichnung Bentheim-Isterberger Sattel 3 ) in der Literatur 
bekannter gemacht ist. Auch dieser Sattel ist ebenso wie 
die südlich vorgelagerte Brechtemulde eine breite, weit- 
spannige Schichten Verbiegung, die in auffälligstem Gegen¬ 
satz zu dem Ochtruper Horst steht. Der Bau dieses Sattels 
ist durch die von Harbort beschriebenen Bohrungen und 
gute Aufschlüsse über Tage sehr gut bekannt. Sein Süd¬ 
flügel wird durch die Bergrücken des Bentheimer und 
des Gildehäuser Sandsteins bezeichnet. Im Nordflügel senkt 
sieh der Bentheimer Sandstein mit einem Einfällen bis zu 
o im Isterberg wieder fein. Der Sattel taucht nach Westen 
hin unter und seine Flügel scheinen sich im Bentheimer 
Sandstein noch vor der holländischen Grenze zusammen 
zu schließen. Es ist jedoch wahrscheinlich, daß sich weiter 
westlich ein nochmaliges Herausheben des Sattels vor¬ 
finden wird, da weiter westlich auf holländischem Staats¬ 
gebiet wiederum Schichten des Wealden erbohrt sind. Über 
Tage macht sich das Herausheben des Sattels nach Osten 
hin deutlich durch ein Divergieren der Sattelflügel bemerk¬ 
bar. Die Tiefbohrung Bentheim im Bentheimer Wald stand 
also an einer verhältnismäßig ungünstigen Stelle. Wahr¬ 
scheinlich sind die Salz und Petroleum führenden Schichten 
in wesentlich geringerer Tiefe bei Schüttorf zu erreichen. 
Hierfür spricht außer den angeführten Gründen auch da« 
Auftreten eines kreisrunden Erdfalles in der Vechte- 
niederung nahe an der Eisenbahn von Schüttorf nach Salz¬ 
bergen, der auf die Auslaugung von Gips oder Salz zurück- 


3 ) Hinsichtlich der Bezeichnung nach den auf den Flügeln 
liegenden Bentheim und Isterberg gilt ähnliches wie bei der 
ikefhtemulde. Hie Bezeichnung „S c h ü 11 o r f e r Sattel“ nach 
( lem in der Sattelachse liegenden Städtchen dürfte zweckmäßiger 
sein. 


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zuführen ist. Ob es sich hierbei um Auslaugrung löslicher 
Schichten im oberen Jura, im Röt oder Zechstein handelt, 
steht noch nicht fest, wahrscheinlich dürfte es sich bei 
dem sehr einfachen Bau des Sattels um Juraschichten 
handeln, so daß hier also der Zechstein und dessen Unter¬ 
grund wenigstens 400 bis 500 m früher erreicht werden 
können als in der Tiefbohrung Bentheim I. 

Wie weit sich der Sattel nach Osten hin fort* 
setzt, ist unbekannt. Er verschwindet bereits östlich 
von Schüttorf unter mächtigeren Diluvialmassen, die sich 
von liier bis weit östlich der Ems ausdehnen. Es wäre denk¬ 
bar, daß wir hier die Fortsetzung der Osningachse zu 
suchen haben, die in der Gegend von Rheine aus ihrer 
herzynischen Richtung in die reine Ostwestrichtung um¬ 
biegt. Allerdings hat sich ihr Charakter hier vollkommen 
geändert. Aus der starken schmalen mit Überschiebungen 
verbundenen Aufpressung des Osnings w r äre dann hier eine 
ganz flache weitspannige Verbiegung geworden, die in ihrer 
Erscheinungsform kaum noch Ähnlichkeit mit-einander haben 
und demnach auch in der Ursache verschieden sein müssen. 

Mit dem Ochtruper Sattel kann die Osningachse nicht 
in Verbindung gebracht werden, da sich dieser Sattel auch 
in der oberen Kreide fortsotzt und sich im Untersenon 
noch bis in die Gegend von Burgsteinfurt bemerkbar macht. 
Zwischen der holländischen Grenze und dem Rotenberg, 
östlich von Ochtrup, verläuft er fast genau ostwestlich und 
biegt erst hier über Wettringen bis über Burgsteinfurt hinaus 
in die herzynische Richtung um. Im östlichen Teil ver¬ 
läuft also die Sattellinie bereits parallel zur Osningachse, 
kann also nicht als deren Fortsetzung angesehen werden. 

Weniger bekannt als die beiden erwähnten Sättel von 
Ochtrup und Winterswijk sind die Sättel von Lünten und von 
Alstätte. Der Sattel von Lünten ist bereits auf der 
DKCHEXschen Karte verzeichnet. G. Müller hat später 
den Nachweis geführt, daß der vermeintliche Obere Jura 
v. Dechens Muschelkalk ist. Von besonderem Interesse 
ist, daß in der östlichen Fortsetzung des Sattels ausgedehnte 
Flächen mit Braunkohlentertiär liegen, das sonst in dieser 
Gegend vollständig fehlt. Die Erhaltung dieser Schichten 
kann nur darauf zurückgeführt werden, daß hier ein Ein¬ 
bruch infolge Auslaugung löslicher Schichten erfolgt ist. 
Nach dem Vorkommen des Muschelkalks unmittelbar west¬ 
lich von dieser Tertiärfläche müssen wir annehmen, daß 
die Auslaugung die Rötsalze betroffen hat. Es ist also 


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wahrscheinlich, daß inan in diesem Gebiet, dessen genauere 
ireologische Aufnahme für diesen Sommer vorgesehen ist, 
unmittelbar unter dem Tertiär und unter Resten von Röt den 
mittleren Buntsandstein erreichen wird. Der Lüntener 
Sättel wird ebenso wie der Sattel von Winterswijk und der 
von Ochtrup im Süden von einer streichenden Störung 
begrenzt. Südlich von dieser ist auch hier die Kreide ein¬ 
gefaltet. Auch in dieser Eigenschaft stimmen die drei 
Sättel vollständig mit einander überein. 

Das gleiche gilt auch von dem Sattel vonAlstätte- 
Haarmühle, der nur wenig auf deutsches Gebiet Über¬ 
tritt. Ob diesem Sattel die gleiche Bedeutung zukommt 
wie den drei großen Sätteln von Winterswijk, Lünten und 
Ochtrup, steht vorläufig noch nicht fest. Es ist nicht aus¬ 
geschlossen, daß es sich hier um eine flachwellige, weit- 
spannige Verbiegung, ähnlich wie beim Schüttorfer Sattel, 
handelt. Hierfür würde jedenfalls die flache Lagerung 
in allen Teilen des Sattels und die Ergebnisse der ver¬ 
schiedenen holländischen Tiefbohrungen in der westlichen 
Fortsetzung bei Buurse und Boekelo sprechen. In allen 
Bohrungen ist dort in geringer Tiefe mit flacher Lagerung 
Röt und Bunt Sandstein erbohrt. 

Bei allen diesen Sätteln ist also das Charakteristische, 
öaß die starken Aufpressungen, verbunden mit Überschie¬ 
bungen, sich auf die schmale südliche Randzone einer 
Scholle beschränken. Nördlich von dieser Randzone herr¬ 
schen in ganz geringer Entfernung vom Schollenrand voll¬ 
kommen ruhige Lagerungsverhältnisse. Es folgen auf den 
stark gepreßten Schollenrand meist noch einige weit- 
spannige, flache Verbiegungen der Schichten, die nach 
Norden hin ausklingen, bis sich an der nächsten Scholle 
die Pressungserscheinungen wiederholen. Wir haben es 
demnach in diesem Gebiet nirgends m’it einer eigent¬ 
lichen Faltung, die etw r a der spätkarbonisehen Faltung 
vergleichbar wäre, zu tun, sondern nur mit gepreßten 
Schollenrändern, wobei die Wirkung der Aufsattelung 
durch die Plastizität der Zechsteinsalze naturgemäß er¬ 
höht ist. 

Von ganz besonderer Wichtigkeit ist aber, daß die Auf¬ 
pressungen der verschiedenen schmalen Sättel sich nicht 
auf die Schichten vomZechsteinsalzaufwärts 
beschränken, sondern daß auch der präsali- 
nare Untergrund in gleich starker Weise 
davon betroffen ist. Die Tatsache, daß auch das 


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Paläozoikum stark hochgepreßt ist, ist durch verschiedene 
Bohrungen bei Winterswijk, Oeding und Ochtrup einwand¬ 
frei nachgewiesen. Die Zechsteinsalze haben lediglich be¬ 
wirkt, daß die Aufwölbung der Schichten über ihnen eine 
noch intensivere wurde. 

Vergleicht man dieses Gebiet mit den anderen deutschen 
Salzgebieten, besonders zwischen Harz und Flechtinger 
Höhenzug, das vor kurzem von Herrn Woldstedt in einem 
leider noch nicht gedruckten Vortrage in der Preuß. Geo¬ 
logischen Landesanstalt sehr klar dargestellt wurde, so 
ergibt sich eine auffallende Übereinstimmung in der Tektonik, 
die sich in dem auffälligen Wechsel schmaler Aufpressungs¬ 
zonen mit breiten, ungestörten und nur sehr schwach ver¬ 
bogenen Schollen ausprägt. Das Bild der tektonischen Groß- 
und Klcinformen ist hiernach im holländischen Grenzgebiet 
das gleiche. Nach meiden Beobachtungen im westlichen West¬ 
falen und Hannover ist daher auch mit großer Wahrschein¬ 
lichkeit anzunehmen, daß auch zwischen Harz und Flechtin- 
ger Höhenzug und in anderen Gebieten m e h r a 1 s bisher 
angenommen wurde, derpräsalinare Untergrund 
an den Aufpressungen beteiligt ist und daß die Plastizität 
der Zechsteinsalze n u r eine Vermehrung der Aufwölbung 
in den höheren Schichten hervorgerufen hat. Wo in jenen 
Gebieten nicht einwandfrei die vollkommen horizontale Lage 
des unteren Zechsteins nachgewiesen ist, müssen wir nach 
diesen Erfahrungen an der holländischen Grenze annehmen, 
daß auch das Paläozoikum unter dem Zechstein mit auf- 
gewölbt ist und daß damit auch das Produktive 
Karbon in anderen Gegenden am Rande des 
norddeutschen Flachlands in erreichbare 
Tiefe heraufkommt. 

Es bleibt noch die Frage zu prüfen, ob diese an der 
holländischen Grenzö 1 nachgewiesenen Achsen in Zusammen¬ 
hang gebracht werden können mit den von H. Stille am 
Ostrand des Münsterschen Beckens festgelegten Achsen. 
Nach meiner Auffassung ist die Osningachse wöst¬ 
lich der Ems nicht mehr vorhanden. Ihre Fort¬ 
setzung macht sich höchstens in dem flachen Schüttorfer 
Sattel bemerkbar. Hier hat offenbar der südlich vorgelagerte 
Schollenrand den Druck aufgefangen, der im Osning zur 
Aufwölbung der Osningachse führte. 

Ob Stilles Berlebecker Achse nach Westen hin 
durchgeht, ist nicht sicher nachzuweisen. Es ist jedoch 
wahrscheinlich, daß wir die westliche Fortsetzung dieser 


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Achse in dem Sattel von Rothenfelde und weiter westlich 
im Oehtruper Sattel zu suchen haben. Wenn diese Auf¬ 
fassung richtig ist, so würden wir uns in den Sätteln 
von Alstätte und Lünten die westliche Fortsetzung der 
beiden Äste der Driburger Achse vorstellen können 
und hätten im Winterswijker Schollenrand die westliche 
Fortsetzung der Warburger Achse zu erblicken. Mit 
Sicherheit ist ein solcher Zusammenhang nicht na-chzuweisen. 
Die Übereinstimmung der Zahl der Achsen, die östlich 
und westlich des Münsterschen Beckens unter der oberen 
Kreide auftauchen, und ihrer Lage zur Osningachse, die 
als die bedeutendste anzusehen ist, ist jedoch höchst auf¬ 
fällig. Ein Nachweis wird durch geophysikalische Unter¬ 
suchungsmethoden (Pendel- und Drehwagemessungen) zu 
erbringen sein. Solche Untersuchungen würden wegen der 
sicher vorhandenen Aufwölbungen der älteren Schichten 
mit ihren nutzbaren Ablagerungen nicht ohne # praktische 
Bedeutung sein. 

Über das Alter der Aufpressungen an der hol¬ 
ländischen Grenze sind wir verhältnismäßig gut unter¬ 
richtet. Die Aufpressung stellt nicht einen einmaligen Vor¬ 
gang dar, sondern hat sich offenbar im Wechsel von 
Perioden der Ruhe und der Bewegung über einen längeren 
Zeitraum ausgedehnt. Während in der Bohrung Bentheim I 
unter dem Wealden der Jura fast vollständig vorhanden 
ist, fehlt er im Oehtruper Sattel bereits vollständig.. Hier 
müssen also bereits vor Ablagerung des Wealden Be¬ 
wegungen eingetreten sein, die zur Zerstörung des gesamten 
Jura geführt haben. Vom Wealden bis zum oberen Turon 
haben wir hier ein lückenloses Profil. In dieser Periode 
können hier nur kleinere Gebirgsbewegungen erfolgt sein, 
deren Wirkungen sich in dem Auftreten der Kreidesand¬ 
steine und in. Rotfärbungen darin äußern, die auf Zer¬ 
störung von Bunteandstein hindeuten. Dagegen sprechen 
die Seichtwasserbildungen im Cenoman und Turon in der 
Gegend von Wessum, Wüllen und Stadtlohn dafür, daß 
in dieser Periode eine stärkere Aufwölbung des Schollen¬ 
gebiets an der holländischen Grenze bereits einsetzte, ohne 
daß irgendwo die Meeresoberfläche erreicht wurde. 

Zweifellos tauchte das ältere Gebirge jedoch zur Unter- 
senonzeit schon stellenweise an die Oberfläche. Hierfür 
spricht nicht nur das Auftreten der sandigen Fazies im 
Untersenon im westlichen Teil des Münsterschen Beckens, 
sondern ganz besonders die Ausbildungsform dieser 


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Schichten südlich von Ochtrup. Hier finden sich in den 
sündigen Untersenonschichten sehr häufig Gerolle und 
Bruchstücke von Röt und Buntsandstein, ganz besonders 
auch von weichen tonigen Gesteinen des Bundsandsteins, die 
durch die Brandung aus nächster Nähe herangeschafft sind. 
Ihren Höhepunkt erreichte die Aufpressung der Schollen¬ 
ränder jedoch erst im Tertiär, da auch das Untersenon 
aufgerichtet ist und die Sättel mantelförmig umgibt. Es 
läßt sich das ganz besonders im Sattel von Winterswijk- 
öding und noch besser an dem von Ochtrup nachweisen. 

Die BewegungsVorgänge sind liier wahrscheinlich nicht 
nur einfaches, wiederholtes nickweises Absinken, sondern 
Schaukelbewegungen gewesen, ähnlich wie wir sie in 
ständiger Wiederholung seit dem Spätkarbon bis in die 
Neuzeit an den Bruchlinien im Innern der niederrheinischen 
Bucht kennen. 


• • 

Uber Wesen und Ursprung der postvaristischen 
Tektonik Nordwestdeutschlands. 

Ein Beitrag zur Kinematik der Schrägschollengebirge. 

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am J. März 1924.) 

Von Herrn H. Qi iking. 

(Hierzu Tafel II und 3 Textfiguren.) 

Seit etwa zelm Jahren steht die Frage nach Art und 
Ursache der nachvaristischen Bewegungen in Norddeutsch¬ 
land im Vordergrund des Interesses. Ei Je reiche Literatur 
ist- entstanden; reich an Beobachtungen, Deutungsversuchen 
und Gegensätzen. Derjenige, dem die Probleme im einzelnen 
fernerliegen, glaubt- insonderheit zwei grundsätzlich ver¬ 
schiedene Anschauungen erkennen zu können: eine ältere, 
von Stille und seinen Schülern getragene, die das Be¬ 
wegungsbild durch Faltungsvorgänge, tangentiale Pressun¬ 
gen, entstanden ansieht, und eine jüngere, die aus den 
tatsächlichen Beobachtungen, insbesondere der räumlichen 
Lage der Verwerfungen, tangentiale Pressung u n d Zerrung 
?,ls bewegende Faktoren ableiten will. Eine dritte Ansicht, 


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in markanter Form von Lachmann 1 ) ausgesprochen, die 
den Zechsteinsalzen eine aktive Rolle zubilligen 
wollte, scheint überwunden zu sein. Dem Salz wird nur 
noch Passivität zuerkannt, die Fähigkeit hydrodyna¬ 
mischen Aufquellens auf Störungszonen unter Belastungs¬ 
druck, wie üabbort 2 ) überzeugend dargetan und Schuh 3 ) 
durch Versuche erhärtet hat. 

Immerhin ist und bleibt die bedeutende Salzablage¬ 
rung im Untergrund der Senken zwischen den Mittel¬ 
gebirgen und im Bereich einzelner Schwellen ein schwer zu 
eliminierender Faktor, und so ist es wohl zu erklären, 
daß über Wesen und Ursprung der rein tektonischen Be¬ 
wegungen des praesalinaren Untergrunds noch so wenig 
Klarheit herrscht. Die ausgleichenden Untersuchungen * 
Haabmanns 4 ) und Schuhs 5 ) bedeuten zwar einen wesent¬ 
lichen Fortschritt, beide haben es aber nicht vermocht, 
ihre Ansichten so durchschlagend und eindeutig zu ge¬ 
stalten, wie dies Stille gelungen ist. Stilles Auffassung, 
geläutert 6 ) im Widerstand gegen einen berechtigten An¬ 
griff Lachmanns 7 ), hat zweifellos viel für sich, da eine 
große Zahl von Beobachtungen für eine Druckstr*uktur 
des saxonischen Feldes spricht. 

Wenn ich es unternehme, zur Klärung der Frage bei¬ 
zutragen, • so bin ich mir bewußt, daß dies nur unter 
günstigsten Verhältnissen gelingen kann. Wir brauchen 
ein Gebiet, aufgebaut aus mesozoischen und känozoischen 
Sedimenten, das genügend aufgeschlossen und das möglichst 
salzfrei ist. Ferner ist es erforderlich, daß Lagerungs- 
Verhältnisse und Schichtenfolgc, vom varistiseh gefalteten 
Untergrund angefangen, auf große Flächen hin zu 

r ) R. Lachmann, Der Salzauftrieb, geophys. Studien über 
den Bau der Salzmassen Xorddeutsohlands. Kali 1910. 

2 ) E. Hakbort, Zur Geologie der nordhamio versehen Salz¬ 
horste. Diese Ztschr. 1910. Bd. 62, S. 326ff. 

3 ) F. Scuun, Beitrag zur Tektonik unserer Salzstocke. Kali. 
1922. Heft 1. 

4 ) E. Haarmann, t'ber Stauung und Zerrung durch einmalige 
und wiederholte Störungen. Diese Ztschr. 1920. IUI. 72, Abs., 
S. 218ff. 

5 ) F. Schuh. Die saxoniselie Gebirgsbildung. Kali. 1922. 
Heft 8, 9, 15, IG. 

6 ) H. Stille, Hebung und Faltung im sogenannten Scholien- 
Gebirge. Diese Ztschr. 1910. Bd. 08. Monatsber., S. 269ff. 

7 ) R. Lachmann. Zur Klärung tektonischer Grundbegriffe. 
Eine Entgegnung auf Stilles „Saxoniselie Faltung“. Diese 
Ztschr., 1914. Bd. Ob. Monatsber., S. 227ff. 


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überschauen sind. Gewiß ist die Kleintektonik von Wert, 
deutbar ist sie aller nur im Rühmen der weiteren Um¬ 
gebung, des Ganzen. 

Diese Bedingungen erfüllt nur e i n Gebiet in Nord¬ 
westdeutschland, das Becken von Münster mit seinen 
Randzonen, der Niederrheinischen Bucht, denatektonischen 
Schwellen von Winterswijk und Osnabrück. Das in diesem 
Gebiet — vom Krefelder Horst und der Gegend von Wieden¬ 
brück abgesehen — überall im Untergrund entwickelte 
produktive Karlxm hat eine so rege Bohrtätigkeit veranlaßt, 
daß wir über Schichtenentwicklung und Lagerung bis zur 
1400-m-Isohypse im wesentlichen unterrichtet sind. Und 
dort, wo Mesozoicum und Tertiär über 1400 m mächtig 
werden, bei Warendorf, Münster, Saerbeck und nördlich 
von Wesel, bietet uns die ausgezeichnete eingehende Unter 
suchung Bärtlings 8 ) eine Handhabe, die in ihrer größten 
Tiefe noch nicht erreichte Karbonoberflache wenigstens mit 
einiger Genauigkeit wissenschaftlich abzuloten. 

Ich darf aber noch eine Bemerkung vorausschicken: 
Einen Versuch, wie ich ihn durchführen will, hat in ähn¬ 
licher Form bereit« K. Lehmann 9 ) unternommen. Leider 
aber hat Lehmann, so außerordentlich befruchtend auch 
seine Trogtheoric für die Deutung des Entstehungs- 
mechanismus alpiner Faltengebirge geworden ist, für unser 
Gebiet zu sehr das zeitliche Moment außer acht gelassen. 
Es geht nicht an, die großen Querstörungen Westfalens, 
deren Hauptausbildung im Oberkarbon und Rotliegenden 
erfolgt ist, zum hypothetischen „saxonischen Trog“ Ever¬ 
dings in Beziehung zu setzen, einem Gebilde heterogen¬ 
ster Tektonik, das aus den verschiedenartigsten Bewegungen 
im Jura, in der Oberkreide, im Alt- und Jungtertiär hervor¬ 
gegangen ist. Bei allen tektonischen Untersuchungen ist 
es erstes Erfordernis, alle Vorgänge streng zeitlich zu 
gruppieren; nur das Gleichaltrige oder doch nahezu Gleich 
altrige können wir genetisch verknüpfen. 

In Erfüllung dieses Grundsatzes beschränke ich mich 
bei meinen Darlegungen vorerst auf die in sich wiederum 
gegliederte vorletzte Phase der Gebirgsbewegungen Nord- 

8 ) R. BAkti.ixg, Transgressionen, Regressionen und Fazies 
verteilung in der Mittleren u. Oberen Kreide des Beckens von 
Münster. Ztschr. d. 1). Geol. Ges., Bd. 72, 1920, S. 161 ff. 

9 ) K. Lehmann, Bas rheinisch-westfälische St?inkohlenge birge 
als Ergebnis tektonischer Vorgänge in geologischen Trögen. Glück¬ 
auf, i020. S. 2.S9 ff. 


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deutschlands, die als Senkungsphase in der Oberkreide ihren 
Anfang genommen hat und im Mittleren Tertiär abge¬ 
klungen ist. Erst weiterhin werde ich auf die dynamisch 
einfachere Jüra-Unterkreidephase und die im Mittelmiocän 
beginnende Hebungsphase eingehen. 

" Die Sehrägschoile von Münster. 

Auf Tafel II ist ein maßstabgetreues Profil von Kempen 
zur Ibbenbüren er Bergplatte, also etwa senkrecht zur Nieder- 
rheinischen Bucht und zur Osning-Flexur, wiedergegeben. 
Wir sehen, wie das typische Schollenfeld der Niederrheini¬ 
schen Bruchzone langsam in ein wenig gestörtes Tafelland 
übergeht, dessen Karbonuntergrund gleichmäßig mit 1:34 
also Mach nach NO einfällt, bei Saerbeck etwa seine tiefste 
Lage erreicht, um dann plötzlich aufzusteigen, so daß im 
Schalberg von Ibbenbüren höchstes Karbon zutage tritt 
Danach zeigen die Sedimente wieder annähernd horizontale 
Lagerungs Verhältnisse. 

Zwei tektonische Großformen stoßen in der herzyniscji 
streichenden Osning-Flexur zusammen: die Scholle 
von Münster und die Scholle von Osnabrück. 

Wenn wir versuchen wollen, den tektonischen Vorgang 
der Neigixng der Scholle von Münster und der Bildung 
der Flexur zu begrenzen, so bietet sich als zeitlicher Aus¬ 
gangspunkt die Transgression der Oberkreide. Die nach N 
geneigte Abrasionsfläche muß damals, als' die Brandungs¬ 
woge des Cenomanmeeres über sie hinwegging, noch hori¬ 
zontal gelegen haben. Erst danach ist die Scholle einseitig 
gesenkt worden. Der Vorgang hat im Cenoman begonnen. 
Unterbrochen im Eocän und Unteroligocän, nahm er nach 
fast vollständiger morphologischer Einebnung im Mittel¬ 
und Oberoligoeän seinen Fortgang, um kurz vor der im 
Mittelmiocänen beginnenden Hebung zu kulminieren. Der 
Uferrand des Oberkreidemeeres lag bei Duisburg und dort 
lag auch der Drehpunkt der Scholle von Münster hei ihrem 
Kippen. 

Die D r u c k f 1 e x u r (Stufenfalte) des Osning. 

Während die Scholle von Münster sich einseitig nach N 
neigte, blieb die Scholle von Osnabrück zurück, und es 
entstand eine Verbiegung (Gelenkfalte, Stufenfalte) an der 
Stelle, wo schon durch frühere tektonische Bewegungen 
eine kritische Zone geschaffen war, wo Spaltenbündel, 
namentlich jurassischen und vielleicht auch altkretazischen 

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Alters, bestanden, an der Osning-Bruchzoue. Dort äußerte 
sich durch die Schrägstellung der Scholle von Münster eine 
starke tangentiale Druckspannung und bildete die Bruch- 


....... Sudo'ylgremeäcs Tertiärs 

■+ + ■*■■*■ Huste des Genonw/imrei es 

• - Verbreitung der Oberkreide 

vwuuuu Sudostgrenze des produk¬ 
tiven Carbons 

• • i: • 1; i:: ■: Pressungszonen J \derSdtr*Q - 

Vv\ Bruchzonen JÄÄ* 
v s X 4/rtertfJrs 

• Tiefbohrungen tu ürnenf 

X •• ’ * nicht tu stur • f 

CarbwobtHtiche durchgefuhrt //Gi 

- ProftUinien 



Fig. 1. Strukturbild der Schrägscholle von Münster und ihrer 
Umrandung. 

Die zugehörigen Profile sind auf Taf. II wiedergegeben. 


zone zu einer Flexur, einer Stufenfalte, um. Der Vorgang 
sei durch nebenstehende Skizze (Fig. 2) erläutert. 

Wir erhalten ein Bild, das vergleichbar ist demjenigen, 
das ich zur Veranschaulichung tektonischer Bewegungen 
größeren Ausmaßes in den Ostkarpathen 10 ) gezeichnet habe. 

10 ) H. Quiring, Gebirgsbau der Ostkarpäthen, Deckenlehre 
und Vulkanismus. Diese Ztschr., 1921, Bd. 73. Monatsber., S. 108ff. 


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Die Homologie läßt vermuten, daß die Sehrägschollen- 
theorie zur Erklärung zahlreicher tektonischer Be¬ 
wegung s Vorgänge herangezogen werden kann. 

Die Osning-Flexur ist kein Faltengebirge, auch wenn 
sie stellenweise Überkippungen und Überschiebungen auf¬ 
weist. Diese stärkeren und meist nach SW gerichteten 
Druckerseheinungen im Bereich der Osningsehwelle deuten 
geradezu an, daß sie mit der einseitigen Senkung der Scholle 
von Münster genetisch verbunden sind, die in gewissem 
Sinne die Scholle von Osnabrück unterstoßen hat. Wie in 


Zerrungsgelenk 

Bruchzone 
Bes Miederrheins 


Pressungsgelenk 

ßdenkfatten (Stufenfetten) ^NO 


desDsnmg 

-m 



Scholle 

von 

Osnabrück 


Fig. 2. Die Schrägstellung der Scholle von Münster und die 
Bildung der Bewegungsformen an den Schollenrändern in der 
Oberkreide-Alttertiär-Phase. 


den Ostkarpathen, ist die Überschiebun£srichtung 
durch die Höhenlagederbeiden Großschollen 
zueinander gegeben. 

Erwähnung verdient in diesem Zusammenhang, daß die 
Überschiebungen weitgehend durch die bereits vorhandenen 
Störungen vorgezeichnet werden zu sein scheinen. Vor¬ 
handene Klüfte, früher, z. B. in der Jurazeit, vielleicht als 
e-*ht«* Zerrungsspalten (Sprünge) angelegt, sind durch die 
Stauchung und Aufrichtung der Schichten in der Ober¬ 
kreide-Alttertiärphase in eine flacher geneigte, ja sogar 
horizontale Lage geraten und wurden so zu GleitfVäclien 
für flache Überschiebungen. Meine Anschauungen decken 
sich, wie ich hervorheben darf, mit denen der Herren 
Bartling, Mestwerdt und Haack, die im Bereich des hier 
behandelten Gebiets arbeiten, und ich glaube, daß auch 
Herr Stille ihnen beipflichten wird. 

Die Bruchzone des Niederrheins. 

Der Horst von Krefeld, schon zur Karbonzeit stabil, 
umbrandet von der karbonisehen Flach sec, war im Verein 

• 5 * 


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mit dem östlich anschließenden devonischen Rumpf für 
die schräggestellte Scholle von Münster das Scharnier. 

Betrachten wir zunächst einmal zurückschauend auf 
Abb. 2, welche dynamische Rückwirkung das einseitige 
Kippen der Scholle auf das Gebiet der Drehachse hat: 

Die Scholle wird sich dort um dasselbe Maß von der 
benachbarten Scholle von Brabant entfernen, wie sie 
sich der Scholle von Osnabrück genähert hat. Hypothetisch 
muß eine riesige Zerrspalte entstehen, die allerdings sofort 
durch Abbrechen der Wände an Böschungssprün* 
gen sich zur Grabenzone umbilden wird. 

Diese theoretisch zu fordernde Grabenzone besteht: es 
ist die Niederrheinische Bucht, soweit sie in cenomaner und 
po8tcenomaner Zeit eingebrochen ist. 


Das Maß der Pressung und Zerrung. 

Aus Flözprofilen habe ich vor etwa zehn Jahren zum 
erstenmal Zerrungszahlen zur Ausdeutung tektonischer 
Bewegungen berechnet. Jetzt, wo wir die genetischen Zu¬ 
sammenhänge zwischen einseitiger Senkung und Zerrung 
bzw. Druck genauer überschauen, ist es deduktiv möglich, 
aus der Neigung der Großschollen die Zerrungszahl für den 
Zerrungsrand zu berechnen. 

Nehmen w ir z. B. an, daß sich der Nordostrand der 
Scholle von Münster gegen die Scholle von Osnabrück um 
2500 m gesenkt 11 ) hat und daß die Scholle von Münster 
eine Gesamtlänge von 100 km in der gewählten Profil- 
linie besitzt, so ergibt sich durch die Schrägstellung am 
Widerlager, der Scholle von Osnabrück, eine Zusammen¬ 
pressung, die um so größer ist, je mächtiger die sich senkende 
Scholle ist. Ein erster Annäherungswert läßt sich nach 
der Beziehung 

Schollenmächtigkeit _ Pressung 

Schollenlänge Senkung, bezogeri auf die Nachbarscholle 
ermitteln. In nachstehender Tabelle sind die verschiedenen 
Prcssungszahlen. die sich bei der Annahme verschiedener 
Schollenmächtigkeiten ergeben, zusammengestellt. 


u ) Es ist hierbei gleichgültig, ob es sich um eine absolute 
Senkung, bezogen auf den Erdmittelpunkt, oder um eine relative 
Senkung, bezogen auf den Meeresspiegel bzw. die benachbarte 
Scholle, handelt. 


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Maß des linearen Zusammenschubes bzw. der Zerrung 
an den Rändern einer schräggestellten Großscholle. 


Schollenlänge 
bzw. -breite 

. Relative Senkung Linearer Zusammen- 
Scbollen- b*w. Hebung gegen- scbub am 8enknngg- 

mächtigkeit ' ober der Nachbar- rand bzw. Zerrung am 
° Scholle Hebungsrand 

100 km 1 

i 

i 

i 40 km 
j 50 km 

70 km 
! 100 km 

1 km 

2,5 km | l’ff 

2,5 km 


Legen wir eine Schollenmächtigkeit von 60 km zugrunde, 
so hat sich die Scholle von Münster bei der Schrägstellung 
um 1.5 km an die Scholle von Osnabrück herangeschoben, 
In der Tat zeigt die geologische Aufnahme, daß derOsning 
einen Zusammenschub etwa dieses Betrags erfahren hat 

Angenähert denselben Wert muß die jungkretazische und 
tertiäre 12 ) Zerrung im Niederrheingebiet erreichen. Be¬ 
schränken w T ir die Auswirkungen der Zerrung auf die West¬ 
hälfte der Scholle von Münster, so bedeuten 1,5 km etwa 
3bb der ursprünglichen Ausdehnung. Auch diese Zahl 
liegt durchaus in der Größenordnung, die wir für die 
jüngere Schollenbewegung. im Niederrheintalgraben an- 
nehrnen dürfen; berechnet doch beispielsweise Lehmann 
die gesamten postkarbonischen Bewegungen an den Sprüngen 
Westfalens auf 6 km = 10o/ 0 Zerrung, bezogen auf die 
Gesamtlänge des bisher aufgeschlossenen Steinkohlenbeckens. 

Die Schwelle von Winterswijk-Ochtrup. 

Jede Großscholle muß mehrere Scharniere besitzen — 
ein sehr wichtiges Scharnier ist beispielsweise die Egge —, 
daher sei durch die Scholle von Münster noch ein zweites 
Profil gelegt. 

Durch die Bohrungen auf Steinkohle und Salz im 
preußisch-holländischen Grenzgebiet 18 ), bei Ochtrup* Buurse, 
Vreden, öding, Ratum und Oorle ist bekannt geworden, daß 


12 ) Im Niederrheingebiet sind die Abbrüche, die zur Schräg¬ 
schollen-Phase der Oberkreide und des Alttertiär gehören, nicht 
von der Schollenbewegungen zu trennen, die der im Mittelmiocän 
beginnenden allgemeinen Hebungsphase zuzuordnen sind. Es ist 
auch anzunehmen, daß in der niederrheinischen Bruchzone die 
Bildung von Böschungssprüngen noch angedauert hat, als am 
Osning die Druckspannungen zur Ruhe gekommen waren. 

1S ) Vgl. P. Krusch, Der Gebirgsbau im holländisch-preußischen 
Grenzgebiet von Winfcerswijk, Weseke, Buurse usw. Diese Ztschr., 
1919, Bd. 71, S. 139 ff. 


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nordwestlich der tiefsten Depression des Kreidebeckens bei 
Koesfeld die; Karbonoberfläche ebenfalls unvermittelt auf- 
steigt und beispielsweise bei Oorle sich der heutigen Tages¬ 
oberfläche bis auf 690 m näJiert. 

Legen wir ein Profil von Hagen über Recklinghausen 
nach Winterswijk, so ergeben sieh Lagerungs Verhältnisse, 
die auf Taf. II wiedergegeben sind. 

Auch auf der NW-SO-Linie erhalten wir eine geneigte 
Scholle: eine nach NW abfallende Tafel, die bei Öding 
zur Scholle von Gelderland aufsteigt. Wie am Osning liegt 
zwischen der tieferliegenden Scholle und der höherliegenden 
ein Pressungsgelenk, eine Gelenkfaltenzone. Wir 
haben also auch bei diesem Profil, das etwa senkrecht zu 
dem Profil Duisburg-Ibbenbüren gelegt ist, gewissermaßen 
eine Unterschiebung der Scholle von Münster unter die 
benachbarte Großscholle, die der sinkenden Scholle als 
Widerlager gedient hat. Die sowohl in den Bohrungen bei 
Öding als bei Ochtrup nachgewiesenen Überschiebungen, 
von denen die Ochtruper Überschiebung der Oberkreide- 
grenze paruHel läuft und zur gesunkenen Scholle hinge¬ 
richtet ist, beweisen den ursächlichen Zusammenhang zwi¬ 
schen der einseitigen Absenkung der Scholle von Münster 
und der Bildung der Pressungsgelenke am NW- und 
NO-Rande. 

} 

Die B e d e u t u n g.-dtf r E n n e p Ö r u n g. 

Die nebenstehende Strukturskizze 3) soll die 

cenomanen und postcenomanen Bewegungen der Scholle von 
Münster veranschaulichen: 

Aus der Skizze geht hervor, daß ich die große hypo¬ 
thetisch zu fordernde Zerrungsstörung am SüdosJtrand der 
Schrägscholle von Münster in der Ennepe talstör ung 
sehe. Ihr wahrer Charakter war lange umstritten. Und 
ich freue mich, den Herren Fuchs 14 ) und Paeckelhakx 13 ). 
die immer wieder die Sprungnatur dieser riesigen Störung 
betont haben, in meiner Ableitung eine mechanische Er¬ 
klärung für das Vorhandensein eines echten Abbruchs geben 
zu können. 

1! ) A. Fuchs, Krläuterungon zu Bl. Hagen „'.ler geol. Spezial- 
karte von Preußen“. Berlin, 1911. 

|S ) Pakckklmann, Oherdevon und Interkarlon der Gegend 
von Binnen. Jahrh. d. Geol. Landesanst., Berlin 192), Teil 11. 
S. 103 ff. — Ders., I)^*r geol. Biu des Vell>?rtc?r Sattels. .Tahrg, 
d. Geol. Landesanst. für 1923. 


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Ais weiteres Postulat ergibt sich, daß die Hauptbewegun- 
gen auf der Ennepetalstörung und ihren Parallelsprünge» 
in genetischem und zeitlichem Zusammenhang mit der ein¬ 
seitigen Senkung der Schrägscholle von Münster in der 
Oberkreide und im Alttertiär stehen müssen und bis ins 
Jungtertiär hinein nachgewirkt haben 'können. Gewiß haben 
auch auf der Ennepetalstörung, ebenso wie am Osning- 
Gelenk und den Sprüngen des Niederrheingebiets schon 



Fig. 3. Die Horizontalbewegung der Scholle von Münster 
in der Oberkreide-Altterti&r-Phase. 


vor Ablagerung der Oberkreide tektonische Bewegungen, 
z. T. wohl sogar entgegengesetzten Bewegungssinns, haupt¬ 
sächlich in der Zerrungs- und Hebungsphase des Jura 
stattgefunden; sie müssen aber — dies sei nochmals betont — 
streng von der Zwitterphase (Senkungsphase), die ira 
Cenoman begonnen hat, getrennt werden. 

Die Schrägschollen zwischen Flechtinger 
Höhenzug und Thüringer Wald. 

Gestatten Sie mir einige Exkurse: Der Harz ist auf 
sein nördliches Vorland überschoben. Aus meinen bisherigen 
Ausführungen ergibt sich, daß diese Überschiebung weniger 


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durch einen aktiven Druck aus SW, als vielmehr durch 
das einseitige Sinken des Vorlandes und Gelenkfaltung am 
Schollenrand verursacht worden ist. In ähnlicher Weise wie 
bei der Schwelle von Osnabrück, nur in umgekehrter Rich¬ 
tung, hat sich die stabilere Scholle (die Harzscholl e) 
am Rande ein kurzes Stück, das sich übrigens nach der 
oben gegebenen Formel theoretisch berechnen läßt, über 
die einsinkende und sich unterschiebende subherzyne Schräg - 
scholle gelegt. Die zugehörige und der Druckflexus deB 
Harzrandes parallellaufende Zerrungszone sehe ich im 
Bruchstreifen des Allertals und Zappwalds. Fan ähnliches 
Bewegungsbild wie am Harznordrand bietet der Nordrand 
des Kyffhäuser. Hier ist es die schräggestellte Harzscholle, 
die bei der einseitigen Senkung ein Pressungsgelenk, 
eine Stufenfalte, am Kyffhäuser gebildet und gewissermaßen 
die Thüringer Scholle unterschoben hat. Für die 
Schrägscholle von Thüringen liegt, das südliche Pressungs- 
gelenk am Nordrand des Thüringer Waldes. 

Wir haben also zwischen Flechtinger Höhenzug und 
Thüringer Wald ein Schollenbild, das zwar außerordentlich 
durch Salinartektonik verwischt ist, aber in vielen Zügen 
den Bewegungsformen der Schollen von Münster und Osna¬ 
brück ähnlich ist. 

Die regionale Schollensenkung in der Ober* 
kreide-Alttertiärphase. 

Diese zum Vergleich herangezogenen Gebiete lassen 
erkennen, daß wir es bei der Schrägstellung der Scholle 
von Münster und der dadurch bedingten . Stauchung am 
relativ gesunkenen Rand mit einer Erscheinung zu tun 
haben, die für die Oberkreide-Alttertiärphase in Norddeutsch¬ 
land 'bezeichnend ist. Demgegenüber scheint sich bei einzelnen. 
Großscholien, beispielsweise im Harzgebiet, die Bruchstreifen- 
Struktur am relativ gehobenen oder stabileren Schollen¬ 
rand nicht so deutlich auszuprägen. Diese Beobachtung läßt 
sich mit dem allgemeinen Charakter der tektonischen 
Phase ohne Schwierigkeit in Einklang bringen: Die Trans- 
gression der Oberkreide leitet in Norddeutschland eine 
Schollenbewegung ein, die im ganzen eine regionale 
Senkung bedeutet. Nehmen wir eine mittlere Absenkung 
von 1 km an, so ergibt sich eine horizontale Zusammen- 
pressung der Schollen — von der Differenzierung der Be¬ 
wegung durch Schrägstellung der Schollen abgesehen — 
von linear 0,015%. Eine Scholle von 100 km Länge wird 


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demnach unter der Voraussetzung völlig horizontaler Lage 
an ihren Rändern um 15 m gegen die Nachbarscholle 
gepreßt. Eine Schubkomponente dieser Größe gewinnt natur¬ 
gemäß keine selbständige tektonische Bedeutung und fällt, 
verglichen mit der Pressung, entstanden aus der Schräg- 
steliung einer Scholle, nicht ins Gewicht. Sie verstärkt aber, 
wenn auch geringfügig, den Pressungsbetrag, behindert die 
Scholle bei der Senkung und wirkt so bei der Schräg¬ 
stellung mit. 

Trotz der verwickelten Tektonik der Schollenrändeß* 
hat demnach in der Oberkreide-Alttertiärphase lediglich eine 
Vertikalbewegung von größeren und kleineren Rinden- 
stücken stattgefunden. Die Pressungsgelenke (Stufenfalten) 
und Zerrungszonen (Bruchstreifen) zwischen den schräg 
gestellten Großschöllen sind einwandfreie tektonische Zeugen 
der Bewegung in der Senkrechten. Ein saxonischer 
Trog hat aber nie bestanden, eine saxonische Faltung 
von regionaler Bedeutung hat es nie gegeben. Es wäre 
absurd, aus dem geringen Überschuß an Pressung, den 
wir für die Oberkreide-Alttertiärphase zu Veo % berechnet 
haben, eine regionale Faltung ableiten zu wollen. Die Un¬ 
möglichkeit einer solchen Ableitung wird noch deutlicher, 
wenn wir die Jura-Unterkreidephase mit ihrem Zerrungs¬ 
überschuß in den Kreis der Betrachtung ziehen. 

Die postvaristischen tektonischen Bewegungen in Nord¬ 
deutschland sind überschätzt worden. Die Versuche, das 
Schollengebirge oder besser Schrägschollen- 
gebirge, zu einem Faltengebirge umzudewten, sind nur 
dadurch erklärlich, daß man in erster Linie und fast aus¬ 
schließlich die Schollenränder mit Druckstruktur, also 
kleine, aber interessante Ausschnitte, geologisch behandelte, 
in großem Maßstab, vielfach überhöht, darstellte, dagegen 
die weitgespannten Tafeln außer acht ließ, die den Gebirgs- 
typus so klar anzeigen. Da s Aufquellen des spezifisch 
leichten Zechsteinsalzes auf Zerrungsstörungen und das 
wannenartige Nachsinken der postsalinaren Schichten in 
der Schollenmitte tat noch ein übriges, den wahren Charakter 
der postvaristischen Tektonik zu verschleiern. 

* 

Die Ursache der Schollensenkung in der 
Oberkreide-Alttertiärphase. 

Suchen wir nach der tieferliegenden Ursache der regio¬ 
nalen Schollensenkung, die in der 'Oberkreidezeit in Nord¬ 
deutschland begonnen hat, so betreten w ir wenig gesicherten 


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> 

Boden. Wenn wir von Unterströmungen und Volumschwan - 
kungen, Zyklonen und batholitischen Bewegungen des 
Magma sprechen, so sind wir uns bewußt, daß es sich nicht 
um wissenschaftliche Ergebnisse, sondern um Probleme 
handelt, die der Intuition und Phantasie freiesten Spielraum 
gewähren. Wir Geologen sind in dieser Hinsicht dem 
mittelalterlichen Arzt vergleichbar, der ohne anatomische 
Erfahrung lediglich aus den äußeren Symptomen ajuf die 
Krankheit schloß. 

Die Auffalt ungder Alpen fällt in dieselbe Periode, 
in der in Norddeutschland die Schoilenoscillationen statt - 
fanden. Diese Gleichzeitigkeit legt eine genetische Ver¬ 
knüpfung nahe. Zur Herstellung von Beziehungen versagen 
jedoch die vorhandenen Theorien. Selbst die Theorie 
K. Lehmanns, auf den ersten Blick besonders wertvoll, 
läßt sich nicht uneingeschränkt an wenden. Zwar auf den 
FaltungsVorgang in der Achse des alpinen Trogs und die 
Entstehung der südlich des Trogs gelegenen Schollengebiete 
ohne weiteres, aber nicht auf das norddeutsche Schollenfeld. 
Hier müßte trotz sinkender Großsehollen die Zerrung über¬ 
wiegen. Dies ist, wenigstens für die Oberkreide-Untermiocän- 
phase, nicht der Fall. Im Gegenteil: Pressung überwiegt, 
wenn auch nur um den Bruchteil eines Prozents. Xch 
möchte diese Besonderheit kurz in folgender Weise erklären; 

Bei der Auffaltung der Alpen, sei es durch Fernüber- 
Schiebung, sei es autogen im Trog, häuften sich im Alpen¬ 
gebiet Massen auf, die isostatisch sinken mußten. Bei diesem 
Absinken wurden Vor- und Rückland mitgenommen, 
insonderheit auch das norddeutsche Schollengebiet. 

In der im Miocän beginnenden und bis in das Diluvium, 
ja mit Unterbrechungen bis in die Gegenwart reichenden 
Hebungsphase überwiegt im norddeutschen Schollen¬ 
gebiet die Zemmgskomponerite. 

Die Ursache der nachmittelmiocäncn Hebung und 
Zerrung sehe ich in der starken Abtragung der Alpen 
und der dadurch verminderten Belastung des Magmas. 
Infolgedessen hebt sich isostatisch das Alpengebiet und 
das mit ihm verbundene Vorland. 

* . 

Die Jura-Unterkreidephase. 

In den Jahren 1913/14 liabe ich in mehreren Arbeiten 
darauf hingewiesen, daß die Schollenbewegungen, die den 
Eifelgrabcn Bitburg-Düren geschaffen haben und denen die 
Erhaltung des Mitteldevons in der Eifel zuzuschreiben ist, 


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im wesentlichen im Jura und in der Unterkivide stangofun- 
den habend). Diese Schollenl«ewegungen führte ich auf einen 
säkularen HebungsVorgang und daraus resultierende 
Zerrung zurück. Zusammenfassend stellte ich die Jura- 
Unterkreide phase als Periode der älteren Schollen- 
bewegung der jüngeren Tertiärphase gegenül>er. 

Damit hatte ich. ohne unmittelbar Kritik zu üben, die 
kimmerische Faltung Stilles für Westdeutschland auf ihren 
wahren Charakter zurückgeführt. 

Es wären ermüdende Wiederholungen, wollte ich auf die 
mesozoischen Schaukelbewegungen an den alten Störungen 
des Niederrheingebiets, auf das Wiederaufreißen jurassischer 
Sprünge in der Nordeifel, auf die Umkehrung des Bewegungs¬ 
sinns der Osning-Spalte nochmals eingehen. Es ist das 
Verdienst Schuhs, für Mitteldeutschland weitere Beispiele 
beigebracht und die Zerrungsnatur der Jura-Unterkreide¬ 
phase unterstrichen zu haben. 

Ich pflichte seinen Ausführungen zwar im allgemeinen 
bei, möchte aber doch zu bedenken geben, daß trotz des 
überwiegens von Sprungverwerfungen zur Jurazeit doch aus 
einem Grund auch mit Pressungen gerechnet werden muß. 
Die Dilatation, z. B. bei Entstehung des Eifelgrabens, l>eträgt 
Hunderte von Metern. Durch Hebung allein läßt sie sich 
nicht deuten. Wir müssen eine Schrägstellung der Gro߬ 
schollen voraussetzen, deren Hebungs- und Zerrungsränder 
im Eifelgraben aneinanderstoßen. Dann müssen aber an 
den gegenüberliegenden Rändern, beispielsweise im Gebiet 
der hessischen Senke, gleichzeitig Pressungen erfolgt sein, 
so daß sich die Möglichkeit inverser Störungen sowie von 
Überschiebungen und Druekflexuren jurassischen und alt - 
kretazischen Alters nicht von der Hand weisen läßt. 

Die genetische und zeitliche Verknüpfung 
von Druck undZugimSchrägschollengebirgo. 

Aus den bisherigen Ausführungen ergibt sich, daß die 
Frage, ob die saxonische Gebirgsbildung als Faltung oder 
als Zerrungsbewegung aufgefaßt werden muß, gegenstands¬ 
los ist. Bei den mesozoisch-känozoischen tektonischen Vor¬ 
gängen in Norddeutschland handelt, es sich ausschließlich 
um vertikale Schollenbewegungen, Oscillationen, mit vor- 


,B ) H. (JriRiNc, Zur Stratigraphie uiul Tektmik dir Kifel- 
kalkrnulde von Sötenich. Jahrh. <1. (»eol. Lawle*fmst. für 1913, 


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wiegend einseitiger Neigung der Schollen. Nur im theo¬ 
retischen Grenzfall kann sich eine Großscholle in völlig 
schwebender Lagerung auf dem Rücken des Magmas senken 
und heben. Sie wird immer nach irgendeiner Seite kippen. 
Auf einer oder zwei Seiten wird sie relativ gehoben, auf 
den anderen Seiten relativ gesunken erscheinen. Am 
Hebungsrand wird Zerrung, am Senkungsrand Stauchung, 
die am besten als zonare Randfaltung oder G e - 
lenkfaltung zu bezeichnen ist. eintreten. Es bestellt 
also ein ursächlicher und zeitlicher Zusammenhang zwischen 
Zug und Druck. Weiter aussehauend erkennen wir, daß 
auch im Schrägschollengebirge ebenso wie im Geosynklinal- 
gebirge zu dem aus einer Absenkung hervorgegangenen 
Stauchungsgebiet ein gleichwertiges und kompensierendes 
Scholiengebirge gehören kann, dessen Bruchstreifen der 
Faltenkette bzw. den Gelenkfalten im allgemeinen parallel 
laufen, und das zur Aufbruchzone von Intrusionen und 
Extrusionen wird. Ich darf in diesem Zusammenhang noch¬ 
mals auf meine Phasenzeichnung der Ostkarpathen-Tektonik 
im Tertiär 163 ) hinweisen. 

Trotz dieser Ähnlichkeiten möchte ich davor warnen, 
den genetischen Gegensatz außer acht zu lassen, der 
zwischen einem echten Faltengebirge, aus regionalem 
Tangentialdruck entstanden, und den Schrägschoilengebirgen 
besteht. In der Reihe Faltengebirge — Schrägschollen¬ 
gebirge — Schollengebirge bilden die Schrägschollengebirge 
die Brücke. Sie tragen zwar vorherrschend die Züge des 
Schollengebirgs, zeigen aber an den Pressungsgelenken der 
Großsehollen gelegentlich alpinen Faltenwurf. 

Tabellarisch seien Kennzeichen, Entstehung und Ver¬ 
breitung der drei tektonischen Gebirgstypen zusammen¬ 
gestellt: 


Tabelle der Gebirgstypen: 


Typus 



Verbreitung 

Falten¬ 

gebirge 

Faltenwellen 
iSturzwellen) in 
häufiger Wieder¬ 
holung. Fernüber¬ 
schiebungen 

Durch regio¬ 
nalen Tangen¬ 
tialdruck oder 
Gleitungsdruck 
in weitgespann¬ 
tem sinkendem 
Trog gebildet 

Im wesentlichen 
beschränkt auf die 
großen Falten¬ 
gürtel der Erde; 
zeitlich auf die 
Komplikations¬ 
perioden 


1,a ) Diese Ztselu*. 1921. Bd. 73, Monats!>erichte S. 128 . 


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Typus 

Kennzeichen 

Entstehung 

Verbreitung 

Schräg¬ 

schollen¬ 

gebirge 

Ausgedehnte 
BChräg gestellte 
Tafeln; Bruch¬ 
streifen bzw. Ge¬ 
lenkfalten (Stufen¬ 
falten) unregel¬ 
mäßigen Baues an 
den Schollenrän- 
dern.Gelenkfalten- 
zojien und Bruch- 
Zonen schmal und 
stark ausgeprägt 

Durch ungleiche 
Vertikalbewe¬ 
gung größerer 
Schollen 
(Schrägstel¬ 
lung), verbun¬ 
den mit Stau? 
chung bzw. Dis¬ 
junktion an den 
Schollenrändern 
entstanden 

In allen Teilen der 
Erdrinde und in 
allen Zeiten auch 
indenOscillations- 
perioden auf- 
tretend 

Schollen¬ 

gebirge 

Tafeln, Kuppeln 
und Gewölbe, von 
ungerichteten oder 
durch Spannungs¬ 
differenzen bzw. 
Schwächezonen ge¬ 
richteten Sprüngen 
durchzogen 

Durch regionale 

Hebung oder 

Aufwölbungvon 

Rindenteilen, 

beispielsweise 

überBatholithen 

entstanden 

In allen Teilen der 
Erdrinde und in 
allen Zeiten, auch 
indenOscillations- 
perioden auf¬ 
tretend 


Einseitiger Faltenbau, Überschiebungen geringerer Weite, 
Horizontalverscliiebungen sind keine sicheren Kennzeichen 
zur Unterscheidung von Regional falten und Gelenkfalten. 

Die Erkenntnis der genetischen Verknüpfung von Zug 
und Druck im Schrägschollengebirge und die Zuordnung 
schmaler Faltenzonen und Bruchstreifen (Bruchzonen) zu 
einem Schollengebirgstypus ist auch für die Erforschung 
des Gebirgsbaus der alten Massive bedeutungsvoll. Es werden 
sich vor allem die Faltengitter auf lösen. Man wird 
beispielsweise das örtliche Auftreten von Faltendurch¬ 
kreuzung im varistisehen Faltengebirge in vielen Fällen 
so erklären können, daß ein jüngeres, schmales Schräg- 
schoilengelenk die älteren paläozoischen Falten wellen 
durchsetzt. 


Basin ranges structure. 

Die aufgestellte Schrägschollentheorie berührt sich mit 
Ansichten, die von amerikanischen Geologen vor fast 
öO Jahren geäußert worden sind. Leider aber haben weder 
Kino 17 ) noch Gilbert 18 ) die Dynamik ihrer „Basin ranges 

17 ) C. King, Report of the Geol. Surv. of the Fortieth 
Parallel. Bd. UI Mining Ind., Wash. 1870, Bd.I Syst. Geol. 
Washington 1878. 

10 ) G. K. Gilbert, Geogr. u. Geol. Explor. a. Surveys West 
of the One Hundrets Meridian, Bd. III. Geology, Washington 1875. 


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strueture* genügend ausgedeutet. Namentlich für Kixg 
blieben die Basin ranges lediglich schräggestellte Blöcke 
und Krustenstreifen mit Schollengebirgscharakter. Den ur¬ 
sächlichen Zusammenhang zwischen den Bruchzonen und 
den ihnen parallel laufenden Faltenketten erkannten sie 
nicht. Immerhin führte der Weg. den die Amerikaner ein¬ 
schlugen, zu. einer Zwischenlösung, die als Arbeitshypothese, 
insbesondere bei der Erforschung der andinen Tektonik, 
gute Dienste geleistet hat. Wenn in neuerer Zeit 19 ) das 
Vorhandensein von Schollenstruktur in den pampinen Sierren 
abgelehnt wird, so wirft man die Erkenntnis des wahren 
Tatbestands um Jahre hinaus zurück. 


Das Alter der Schollen Struktur Nord¬ 
deutschlands. 

Die postvaristische Tektonik Norddeutschlands und 
Westdeutschlands wird, wenn wir die bisherigen Ergeb¬ 
nisse zusammenfassen, durch Großschollen beherrscht, tekto¬ 
nische Einheiten, von immer wieder auflebenden Störungen 
begrenzt. Diese Störungen bevorzugen zwei Richtungen, 
die h e r z y n i 8 c h e und rheinisch e. Im Rahmen der 
gestellten Aufgabe sind zwei Fragen zu beantworten: 

1. wie alt sind diese Störungslinien und damit die Schol¬ 
lenstruktur Norddeutschlands ? 

2. wodurch sind diese beiden Richtungen entstanden? 

Wollen wir die erste Frage beantworten, so kommen wir 
nicht weiter, wenn wir etwa an Hand von Aufschlüssen itn 
Mesozoikum oder Känozoikum den Verwind von Klüften 
der einen Richtung durch Klüfte der anderen Richtung zur 
Aufstellung einer Altersfolge verwerten. Wie Osning, Nie¬ 
derrheinische Bucht, Nordeifel und Oberrheintal zeigen, sind 
die Störungen beider Richtungen wiederholt aufgelebt, so 
daß örtlichen Altersverhälfnissen keine entscheidende Be¬ 
weiskraft. zuzuerkennen ist. Dehnen wir nämlich unsere 
tektonischen Betrachtungen auf die paläozoischen Gebirgs- 
kerne aus, so treten uns beide Richtungen schon im Varisti- 
kum, ja in noch älteren tektonischen Perioden in geradezu 
schulmäßigen Beispielen entgegen. Ich will nur aus meinem 


19 ) W. Penck, Über die Form andiner Krüstenbewegungen 
und ihre Beziehungen zur Sedimentation. Geol. Rundschau, Bd. XIV, 
1924, S. 301 ff. 


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engeren Arbeitsgebiet, dem Siegerland, erwähnen, daß die 
mächtigen Spateisenstein-Gangspalten, die im jüngeren 
Unterdevon aufgeris^n sind, vorwiegend N 10° O, also 
ausgesprochen rheinisch verlaufen und echte Zerrungs¬ 
spalten sind. Andererseits laufen die Oberharzer Gänge, 
ebenfalls paläozoischen Alters, in ganzen Bündeln 
herzvnisch. Es ist daher auch für das herzynisch 
streichende Gelenk des nördlichen Harzrandes., das in der 
Oberkreide-Phase seine mesozoische Hauptausbildung er¬ 
fahren hat, eine varistische, wenn nicht noch ältere Anlage 
wahrscheinlich. 

Diese Beobachtungen und Beziehungen lassen nur einen 
Schluß zu. Die beiden Hauptrichtungen beherrschen bereits 
den varistischen und prävaristischen Untergrund, sind also 
lediglich immer wieder nach oben durch die jüngeren Sedi¬ 
mente (lurchgebrochen, bilden also gewissermaßen symp¬ 
tomatisch die alte Struktur und zwar die Großschollenstruktur 
des Untergrunds ab. Bei allen Vert-ikalbewcgungen und 
Schrägschollenbewegungen sind diese alten Randstörungen 
in Tätigkeit getreten, sind teils zu Pressungsgelenken teils 
zu Bruchstreifen geworden. So ist, um es nochmals zu 
erwähnen, die zweifellos uralte Osning-Störung in der 
Juraphase als Bruch nach oben durchgebrochen; in der 
Oberkreide-Miozänphase wurde sie zur Stufenfalte, zur 
Druckflexur. 

Trotzdem die herzynische Richtung das norddeutsche 
Schollenland beherrscht, ist die Bedeutung der rheinischen 
Richtung namentlich im Westlichen Teil nicht zu unter¬ 
schätzen. Der * Eifelgraben Bitburg-Düren und vor allem 
der Oberrheintalgraben geben Westdeutschland das tekto¬ 
nische Gepräge. Die Natur des letzteren als Zerrungsgraben 
wird neuerdings auch von Salomon anerkannt. Die paläo¬ 
zoische bzw. archaische Anlage wird allerdings noch be¬ 
stritten, kann aber, da den Graben rheinisch streichende 
Randstörungen karl>onischen Alters begleiten, als sehr wahr¬ 
scheinlich angesehen werden. Damit soll keineswegs gesagt 
sein, daß die Hauptäbsenkung nicht ins Känozoikum fällt 
und daß zahlreiche Bruchlinien erst in junger Zeit ent¬ 
standen sind. Andererseits tun Aufschlüsse im Graben 
selbst, ferner örtliche Druckflexuren und zahlreiche hori¬ 
zontale Rutschstreifen am Grabenrande dar, daß der Rhein¬ 
talgraben, wenn auch ursprünglich als breite Zerrspalte 
angelegt, gelegentlich auch Pressungsgelenk gewesen ist. 


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80 


Der Ursprung der rheinischen und herzyni- 
schen Richtung. 

Die zweite Präge nach der Entstehung der beiden 
Richtungen führt uns wieder auf rein hypothetisches Gebiet. 
Erkennen wir an, daß es sich bei den rheinischen und her¬ 
zynischen Störungen um sehr alte Strukturelemente handelt 
und berücksichtigen wir, daß insbesondere die rheinische 
Richtung in Vulkanreihen, Grabenzonen, Faltenzügen nicht 
nur in Eurasien, sondern auch in Afrika und Amerika eine 
hervorragende Rolle spielt, so müssen wir zu dem Ergebnis 
gelangen, daß diese Richtung mit den ursprünglichsten 
strukturellen Verhältnissen der Kruste irgendwie verknüpft 
sein muß. Ich führe ihre Entstehung, kurz zusammengefaßt, 
auf folgende Beziehungen zurück: 

Im Archaikum bildete sich auf der noch glühend¬ 
flüssigen Erdoberfläche zuerst eine im wesentlichen zu¬ 
sammenhängende Schlackenmasse, der Urkontinent, aufge¬ 
baut aus leichterem salischem Material, der auf dem simi- 
schcn schwereren und noch flüssigen Glutbrei schwamm. 
Beim Übergang vom flüssigen zum festen Zustand brachen 
in dem Schlackenfeld Schwindungsrisse auf, nicht völlig 
regellos, sondern in zwei Hauptrichtungen, durch die Lage 
der Symetrieehenen des Rotationskörpers (Meridianebenen 
und Äquatorialehene) beeinflußt. Der einschneidenste dieser 
Berstungsrisse war die atlantische Spalte, die den Urkonti¬ 
nent in seine zw^ei Hauptteile Eurasien-Afrika und Amerika 
zerlegte/ Auf dem noch flüssigen Sima trieb die zerfallende 
Kontinentmasse um 5000 km auseinander. Bei der weiteren 
Abkühlung erstarrten auch die Urozeane und hielten die 
Kontinente und abgespaltenen Inseln in ihrer erreichten 
Driftlage fest. 

Alle diese Vorgänge spielten sich im Archaikum ab. 
Im Postarchaikum haben sich Kontinent Verschiebungen 
größeren Ausmaßes nicht mehr vollzogen. Die ersten 
Schwindungsrisse bestimmten aber auch weiterhin die tek¬ 
tonische Struktur, w aren und blieben Hauptsprünge zwischen 
den Großschollen, rissen immer wieder auf, vermittelten 
Vertikal- und Schrägschollenbew r egungen, wurden zu Zer¬ 
rungszonen und Pressungsgelenken, zu Auf- und Ausbruch¬ 
stellen des Magnas. bildeten sich zu Gräben, Faltenzügen und 
Vulkanreihen um und wurden zu Thermal- und Erdbeben¬ 
linien erster Ordnung. 

In erstaunlicher Gradlinigkeit und ohne bedeutende Ab¬ 
lenkung ist der Deutschland durchziehende archaische 


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8/ 


Schwindungsriß, der meridionale Rhein talgraben, immer 
wieder bis ins Känozoikum hinein aufgelebt, immer wieder 
nach oben durchgebrochen. Er ist durchaus kein 
Gebilde, das durch den varistischen oder alpinen Faltungs¬ 
druck etwa als Bündel diagonaler Blätter erzeugt ist 193 ). 
Im Gegenteil: Er hat die Falten der Westalpen in seinen 
Bann genommen und so den Hakenschlag im Zuge der 
Pyrenäen-Ostalpen verursacht. 

Die nördliche Fortsetzung des Grabens im Christiania- 
graben, wie sie von Haug und Stille angenommen worden 
ist, wird auch dadurch wahrscheinlich, daß neuerdings bei 
Heide in Schleswig-Holstein bergbauliche Aufschlüsse in 
der Ölkreide gezeigt haben, daß große N—S verlaufende 
Sprünge mit mehreren 100 m Venvurfshöhe im Mesozoikum 
vorhanden sind. 

Der ebenfalls meridional angelegte Eifelgraben hat sich 
etwas mehr der Kaiedonischen und Siegeriänder Richtung 
genähert, ist also durch postarchaische Bewegungen stärker 
beeinflußt worden als der Oberrheintalgraben. 

Sehr bedeutend ist die schwächere orientale Rich¬ 
tung, die uns heute insonderheit im h e r z y n i s c h e n Strei¬ 
chen entgegentritt, unter dem Druck der drei großen Fal- 
tungsperioden, die über Norddeutschland hinweggegangen 
sind, abgclenkt. w r orden. So hat die erste Zerrungsphase im 
Siegerland in die präsideritisch gefalteten Siegener 
Schichten Sprünge gelegt, die noch fast O—W (genauer N 
80° W) verlaufen. Sie halbieren also den Winkel zwischen 
der Orientalrichtung und der präsideritischen Druckrichtung. 
Im Oberharz, dessen varistische Falten N 45° O verlaufen, 
halbieren die Gangzüge ebenfalls den Winkel zwischen 
Orientalrichtung und varistischer Druckrichtung. Nicht 
ganz so klar liegen die Verhältnisse bei den Sprüngen der 
Nordeifel, der Niederrheinischen B'ruchzone, des rheinisch- 
w'estfälischen Karbons und des Thüringer Beckens. Hier 
scheint die Sprungrichtung in der Mitte zwischen der prä- 
sideritischen Druckrichtung des devonischen Untergrundes 
und der varistischen Druckrichtung zu liegen. Andererseits 
zeigen Osning und Harzrandspalte ausgesprochen ‘herzy¬ 
nische Richtungen. 


19a ) H. Cloos, Tektonik u. Magma, Abh. d. Geol. Landesanstalt, 
N. F. Heft 89, Berlin 1922. 

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Diese Besonderheiten lassen sich folgendermaßen deu¬ 
ten: Die herzynische Richtung Deutschlands ist hervor¬ 
gegangen aus Orientalspalten des tieferen Untergrundes, 
deren Anlage älter ist als die Aufstauchung der paläozo¬ 
ischen Faltengebirge. Da aber die kaledonische (silurische) 
und Siegerländer (devonische) Hauptfaltung in Deutschland 
Faltenbögen erzeugt hat, die im allgemeinen N 20‘ O bis 
N 40° 0 streichen, waren bei eintretender Zerrung die 
nach oben durchbrechenden Orientalspalten gezwungen, sich 
den Spannungsverhältnissen im Faltengebirge anzupassen, 
und wurden in den gefalteten Sedimenten in die Richtung 
quer zu den Falten umgelenkt. Damit näherten sie sich 
dieser Querrichtung, d. h. der Druckrichtung, die das Falten¬ 
gebirge geschaffen hatte. Quer oder diagonal verlaufende 
Horizontalverschiebiingen mögen zwar ebenfalls 
für die aufbrechenden Zerrungsstörungen günstige Bahnen 
gewesen sein. Ihr Einfluß ist aber für das entstehende 
Rumpfschollengebirgc nicht als besonders wesentlich zu 
betrachten. So entstand in Norddeutschland die herzynische 
Richtung. Sie ist gleichsam ein Kind der 'archaischen Schwin- 
dungsrisse und des präkarbonischen Faltungssystems. 

Der Typus wurde weiterhin durch die varistische (kar 
bonische) Faltung nur örtlich, (der im Vergleich zu den 
präkarbonischen Faltungsphasen geringeren Faltungsinten¬ 
sität und regionalen Bedeutung entsprechend) beeinflußt. 
Die Störungen erhielten dabei NW—SO-, ja selbst NNW—SSO- 
Richtung, unter Annäherung an die varistische Druckrichtung. 
Überall dort jedoch bewahrte sich bis ins Känozoikum hinein 
die echte herzynische Richtung, wo, wie am Osning und am 
Harznordi and, die karbonisch-rotl egende Pressung nur sehr 
flachwellige Falten erzeugt hat und keine wesentlichen 
Spännungsdifferenzen die Spaltenrichtung und die Begren¬ 
zungsflächen der Schollen beeinflußten. Die durch Seiten¬ 
druck erzeugte Klüftung des Gesteins und das Entstehen 
von Blättern hat mit den hier behandelten vertikalen Schollen- 
verschiebungen von vornherein nichts zu tun. Allerdings 
sind die Diaklase und Blätter vielfach, wie bereits erwähnt, 
bei eintretonden SenkungsVorgängen zu echten Sprüngen 
umgebildet worden 20 ). 


20 ) Vgl. auch H. Quiking, Über Verlauf und Entstehung von 
Querverwerfungen in Faltengebirgen. Ztschr. f. d. Berg . Hütten- 
u. Sah-Wesen i. preuß. Staate. Jahrg. 1019. Abh. S. 133 ff. 


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A u f w ö 1 b u h. g und Hebung als Erreger von 
Zugspannungen. 

Ausgehend von der Ableitung 21 ), daß Hebungen und 
Aufwölbungen eine flächenhafte bzw. gerichtete Zerrung, 
Senkungen dagegen eine Kompression zur Folge haben, ist in 
neuerer Zeit mehr und mehr die Vorstellung Allgemeingut 
geworden, daß auch großer Vertikalverwurf sowie breite 
und tiefe Grabenzonen allein durch Aufwölbung und den 
dabei eintretenden Zerfall in Kleinschollcn entstehen 
können 22 ). Es wird dabei übersehen, daß Hebung und Auf¬ 
wölbung, z. B. über aufsteigenden Batholithen oder bei 
tangentialem Zusammenschub nur zwei von den zahlreichen 
Möglichkeiten sind, durch die sich Bruchzonen bilden können. 
Für die breiten und tiefeingesunkenen Gräben, z. B. die 
Niederrheinische Bucht, den Oberrheintalgraben, die Gräben 
Afrikas, für die. sich Zerrungszahlen von zehn und mehr 
Prozent aus der tatsächlichen Schollenverschiebung be¬ 
rechnen lassen, genügt die Voraussetzung einfacher Hebung , 
und Aufwölbung nicht. Es sei daran erinnert, daß durch 
Aufwölbung eines Krustenstreifens von 100 km Breite um 
r>km erst eine Dehnung an der Oberfläche von 0,715 °'o ein- 
trifct* 3 ). Es fa!len daher alle Erklärungsversuche, die allein 
mit Aufwölbung und Hebung als Erregern von Schollen¬ 
bewegungen rechnen, in sich zusammen. 

Erst wenn wir anerkennen, daß gerichtete Zerrung 
sich über breitere Krustenteile hinweg fortpflanzen kann 
und eine divergierende Wanderbewegung größerer Schollen 
möglich ist, wie sie die vorgetragene Schrägscbollen- 
Theorie einschließt, bietet sich uns eine Grundlage zur 
Deutung großer Zerrungszahlen. Immerhin ist es erStaun- 
. lieh, mit welcher Gleichmäßigkeit und welchem inneren Zu¬ 
sammenhalt sich eine so ausgedehnte Scholle, wie die 
Scholle von Münster* einseitig gesenkt hat. Wir müssen 
unsere Anschauungen von der Zugfestigkeit der Erdrinde 
daher erheblich modifizieren und eine Fortpflanzung von 
Zugspannungen auf über 50 km Entfernung anerkennen. 
Allerdings handelt es sich bei der Scholle von Münster wohl 
um ein© der größeren einheitlichen Schollen Norddeutsch¬ 
lands. 


21 ) H. Qüiring, Die Entstehung der Schollengebirge. Diese 
Ztschr., 1913, Bd. 65 , S. 450. 

* 2 ) E. Stach, Horizontal Verschiebungen und Sprünge im öst¬ 
lichen Ruhrkohlengebiet. Glückauf, 1923. S. 677. 

23 ) vgl. diese Ztschr. 1913, Bd. 65, Abh. S. 445. 

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84 


In diesem Zusammenhang sei mir ein Hinweis darauf 
gestattet, w r ie abwegig die theoretische Tektonik neuer¬ 
dings vorgeht, wenn sie teils unter Leugnung von tangenti¬ 
alen Zugspannungen, teils unter Umgdhung des Begriffs 
Zerrung alle Klüfte aus horizontalen Druckkräften herleiten 
will. Obwohl ich selbst einmal diesen Weg gewiesen habe, 
so kann ich mich mit der weiteren Entwicklung nicht be¬ 
freunden. Schon der Versuch, aus der Richtung der Rutsch¬ 
streifen die Entstehung der Randspalten des Rheintals 
durch Horizontal Verschiebung zu erweisen, ist fehlgeschlagen. 
Die horizontalen Rutschstreifen haben mit der gewaltigen 
relativen Absenkung der Talschollen nichts zu tun, sind 
vielmehr hervorgegangen, aus geringen, meist posthumen 
Schubbewegungen, auf bereits vorhandenen Sprungklüften, 
bzw. auf neugebildeten Blättern parallel zu den Randspalten. 

Ein ähnlich negatives Ergebnis ist der „Kluftmessung'' 
der „analytischen Tektoniken“, zu prophezeien, wenn sie 
# nicht davon ablassen, alle Klüfte als Druckstörungen — 
Wechsel und Blätter — anzusehen und nur einen sekundären 
Vertikalverwurf bei „Hochdehnung“ und „Querdehnung“ zu¬ 
zugeben. So wird der wahre Bew^egungsvorgang bei der 
Entstehung der Sprünge und Gräben verschleiert, wenn 
nicht sogar völlig falsch gedeutet. Wie könnte man bei¬ 
spielsweise die Hauptbewegungen in der Niederrheinischen 
Bruchzone im Tertiär, w^o das völlig horizontalliegende Oli- 
gozän, das nicht den geringsten Zusammenschub zeigt, uni 
Hunderte von Metern eingebrochen ist,' auf Querdehnung 
unter Seitendruck (Hochdehnung — Aufwölbung kommt in 
Ansehung der hohen Zerrungszahlen und der Einbruchs¬ 
tiefen nicht in Betracht) zurückführen? 

Wenn dann als letzter Schluß die Erkenntnis 
hingestellt w T ird, daß alle Klüfte durch Abscheerung ent¬ 
standen sind, eine Erkenntnis, die in jedem Lehrbuch de: 
Allgemeinen Geologie steht, und dann im wesentlichen auf 
geometrischer Grundlage eine Klassifikation der Klüfte ver¬ 
ursacht. wird, so möchte ich eindringlich vor einem Weiter¬ 
schreiten auf diesem Wege warnen. Die so gewonnenen 
Strukturbilder sind wesenlos. In ihnen sind die gegensätz¬ 
lichsten Erscheinungen, Falten, Flexuren, Zugstörungen, 
Druckstörungen, ja sogar Gänge in ein einziges mechanisch¬ 
stereometrisches Schema gepreßt. Die tektonische Erfor¬ 
schung eines Gebietes hat sich nicht auf die Lage der Stö¬ 
rungen zu beschränken. Wichtiger ist es, Wesen und Ur- 


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sprang, Yerwurfshöhen und Schubweiten, die Zeiten und 
das Ausmaß der Hauptbewegungen zu analysieren. 

Eine stereonietrische Systematik darf nur Hilfsmittel 
sein. Wie alle anderen Disziplinen muß auch die tektonische 
Geologie nach genetischer Klassifikation der Erschei¬ 
nungen und Vorgänge streben. Ihr Ziel wird sie jedoch nur 
dann erreichen, wenn die Falten- und Schollenbilder der Erd¬ 
kruste nicht als etwas einheitliches •betrachtet werden, 
sondern als „erstarrte Symptome“ wechselnder und w T ieder : 
liolter Bewegungen, entstanden aus Senkung und Hebung, 
Durchbiegung und Aufwölbung, Pressung und Zerrung ab¬ 
gestufter Intensität, zeitlicher und räumlicher Beschränkung. 

Ergebnisse. 

1. Die Bewegungen mesozoischen und tertiären Alters 
in Norddeutschland sind Oszillationen, Vertikalbewegungen 
von Schollen größerer und geringerer Ausdehnung. 

2. Die jurassische (Kimmeridge-)Phase war im wesent¬ 
lichen eine Hebungsphase; Zugspannungen überwogen. Das 
ober jurassische Tafelland trug das Gepräge eines Schollen¬ 
gebirges, dessen tektonische Einheiten überwiegend von 
echten Sprüngen (Hangendsprüngen), aus flächenhafter 
Zerrung entstanden, begrenzt waren. 

3. Die Oberkreidephase, örtlich erst im Oligozän ihren 
Höhepunkt erreichend, war im wesentlichen eine Senkungs¬ 
phase; Druckspannung überwog. 

4. Seit dem Mittelmiozän vollzieht sich in Norddeutsch- 
iand eine Hebung. Zugspannung überwiegt. 

5. Werden alle mesozoisch-tertiären Phasen zusammen¬ 
gefaßt, so kompensieren Druck- und Zugstörungen einander. 
Eine saxonische Faltung ist nicht erfolgt, ein saxonischer 
Trog hat weder im Mesozoikum noch Känozoikum bestanden. 
Den örtlichen Stauchungszonen, Stufenfalten an Schollen- 
rändern stehen (auch für die Oberkreidephase) Zerrungs¬ 
zonen an anderen Schollenrändern gegenüber. 

6. Der Gegensatz im tektonischen Bewegungsbild — 
hier Pressungserscheinungen, dort Zerrungsstörungen — ist 
dadurch erzeugt, daß die Großschollen sich nicht in völlig 
horizontaler Lage auf- und abwärtsbewegten, sondern mit 
einer w r enn auch geringen Neigung. Beispielsweise hat die 
Scholle von Münster durch die Senkungsphase der Oberkreide 
eine Neigung von 1:30 nach N erhalten. 

7. Durch die Neigung der Scholle von Münster nach 
X (Horizontalkomponente etwa 1,5 km) übte sie einen starken 


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86 — 


Druck auf die nördlich vorgelagerten Schollen von Osna¬ 
brück und Gelderland aus und stauchte sie am Räude auf. 
So entstanden die Osning-Schwelle und die Schwelle von 
Winterswijk. Die Pressungsgelenke waren durch jurassische 
Störungen vorgezeichnet. 

8. Die nach N kippende Scholle von Münster ist anderer¬ 
seits von ihrem südlichen Hinterlande abgerissen. Die hierbei 
sich bildende Zerrspalte formte sich einesteils (am SW Ran.l 
der Scholle) z. T. unter Benutzung älterer Störungen zur 
Niederrheinischen Grabenzone um, andererseits, (am SSO- 
Rande) erzeugte sie große Staffelverwürfe im Bereich d r 
bereits vorhandenen E n n e p e t a 1 - Störung. 

9. Bei allen Großschollen, die in der Oberkrekle-Alt 
tertiär-Phase als S c h r ä g s c h o 11 en gesunken sind, 
können wir Senkimgsränder — Pressungsränder — Gelenk 
faltenzonen, Hebungsränder — Zerrungsränder — Bruch 

.streifen unterscheiden. Der Gebirgstypus kann als Schräg¬ 
schollengebirge bezeichnet werden. 

10. Die Pressungsgelenke sind im wesentlichen Unter¬ 
schiebungszonen und Stufen falten, dadurch entständen, daß 
ein tiefer sinkender Schollenrand den benachbarten zu¬ 
rückbleibenden unterschiebt und aufstaucht. 

11. Zerrungsgelenke zeigen im wesentlichen das Bild 
tiefer Grabenzonen. 

12. Die Großschollen Norddeutsclilands sind im wesent¬ 
lichen durch herzynisch und rheinisch streichende Störungen 
begrenzt, die sich infolge der wechselnden Oszillationsbe¬ 
wegungen und der wechselnden Schollenneigung teils zu 
Pressungsgelenken, teils zu Zerruhgszonen umgebildet haben. 
In besonderen Fällen, so bei der Osningstörung, ist aus 
einer jungjurassischen Zerrungszone in der Oberkreide Alt- 
tertiärphase ein Pressungsgelenk geworden. 

13. Herzynische und Rheinische Richtung sind im Me¬ 
sozoikum und Känozoikuni nicht entstanden, nur wieder 
aufgelebt. Es sind Spaltenrichtungen des Archaikum, Bers 
tungsrisse der ersten Erstarrungsrinde der Erde (Meridional- 
und Orientalspalten), die immer wieder aus dem Untergrund 
heraus nach oben durchbrechen. 

14. Die große, Deutschland durchziehende Meridional- 
spalte, besonders ausgeprägt im Rheintalgraben und der 
Hessischen Senke, ist weniger als die schwächere Oridental- 
Richtung durch den kaledonisch-präsideritiseh-varistischen 
Faltenbogori ahgelenkt worden. Sie ist,'ihrer ersten areha 
ischen Anlage entsprechend, auch in ihrer weiteren Ge- 


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schichte im wesentlichen eine Zerrungszone geblieben, 
gelegentlich aber auch zum Pressungsgelenk geworden. So 
erklären sich die widersprechenden Ansichten über ihren 
wahren Charakter. 

15. Die her zynische Richtung in Deutschland bezeichnet 
die ursprüngliche Orientalrichtung. Sie ist nach WNW 
—OSO dadurch umgelenkt worden, daß sie von unten her¬ 
auf durch Faltenbögen durchbrechen mußte, die im all¬ 
gemeinen SW—NO gerichtet waren. Sie wurde hierbei 
nach NW—SO umgelenkt. Z. T. sind auch Klüfte und 
Blätter, durch Tangentialdruck entstanden, bei späteren Sen- 
kungsbew r egungen Gleitflächen geworden und haben zu 
einer Ablenkung der ursprünglichen Orientalrichtung bei¬ 
ger ragen. 


Bemerkungen zum Vortrage von Herrn Quiring. 

(Diskussionsbemerkung in der Sitzung am 5. März 1924.) 

Von Herrn O. Grupf.. 

Gegen den Vortrag des Herrn Quiring möchte ich den Ein- 
wand geltend machen, daß dieser die epirogenetischen Be¬ 
wegungen zu wenig berücksichtigt hat und damit zu Vor¬ 
stellungen über die tektonische Entstehung eines Teils unseres 
nordwestdeutschen GebirgSlandes kommt, die ich nicht an¬ 
erkennen kann. 

Das behandelte Gebiet des Münsterlandes ist ein Teil des 
Niederdeutschen Beckens, in dem während des Mesozoikums 
sich Sedimente von Hunderten bis Tausenden von Metern 
Mächtigkeit niedergeschlagen haben, während die südlich 
angrenzende Festlandsschwelle der Rheinischen Masse im 
wesentlichen frei von diesen Sedimentationen blieb. Da es sich 
bei den mesozoischen Formationen um Flachwasser- oder gar 
kontinentale Bildungen handelt, so muß sich das Becken im 
allgemeinen in einem ständigen Niedersinken befunden haben, 
mit dem seine sedimentäre Auffüllung Hand in Hand ging. 
Daß diese im großen und ganzen abwärts gerichteten Be¬ 
wegungen der Geosynklinale sich z.T. auch mehr oder weniger 
ungleichmäßig vollzogen, lehrt die von Herrn Haack ge¬ 
schilderte nordwestfälisch - lippische Schwelle, die nach 


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meinem Dafürhalten in ihrem Bereich eine geringere Inten¬ 
sität der allgemeinen Abwärtsbewegung zu gewissen Zeiten 
bezeichnet und dadurch zustande gekommen ist. Aber auch 
in horizontalem Sinne kann die Spannweite dieser epiroge- 
netischen Vorgänge wechseln, und das kommt zum Ausdruck 
in dem Hin- und Herpendeln des alten Uferrandes, der während 
der Unteren Kreide ungefähr mit der Zone des Osning zu¬ 
sammenfiel, während das Meer der Oberkreide über den nörd¬ 
lichen Teil der Rheinischen Masse hinweg weiter nach 
Süden transgredierte. 

Wenn wir nun alle diese verschiedenen ehemals tief in 
der Geosynklinale zur Ablagerung gelangten Schichten des 
Mesozoikums infolge der späteren Gebirgsbildung an unserer 
heutigen Erdoberfläche nebeneinander in mannigfach wechseln¬ 
den Lagerungsformen wiederfinden, so kann doch diese Ge¬ 
birgsbildung, der eigentliche orogenetische Prozeß, nur eine 
Aufwärtsbewegung der Schichten verursacht haben, und ich 
erachte es als ein besonderes Verdienst von Stille, daß er 
uns diesen grundsätzlichen Unterschied zwischen orogene- 
tischen und epirogenetischen Vorgängen kennen gelehrt hat. 

Von diesem Standpunkt betrachtet, ist die von Quiring 
postulierte schräg nach Norden einkippende Senkung des 
Münsterschen Beckens, welche an ihrer Nordseite die Os* 
ningauffaltung selbst als sekundäre Erscheinung erst zur 
Folge haben soll, in Wirklichkeit nur in relativem Sinne 
eine Senkung, d. h. in Wirklichkeit haben auch diese „ge¬ 
sunkenen“ Schichten eine Aufwärtsbew r egung erfahren, sie sind 
nur gegenüber den eigentlichen Sätteln und Aufpressungs¬ 
horsten, wie z. B. dem Osning, relativ zurückgeblieben, und 
es kann dann weiter die Senkung der Münsterschen Scholle 
der Osningfaltung nicht übergeordnet sein, sondern beides sind 
gleichwertige Vorgänge ein und derselben Faltung. Das geht 
zum andern auch daraus hervor, daß das nördliche Vorland 
des Osning keine einheitliche Schollentafel etwa darstellt, 
vielmehr durch Achsen und Auffaltungen,' wie die Pyrmonter 
und Piesberg-Achse, unterbrochen wird, die der Osning-Achse 
durchaus gleichwertig sind, die aber durch die Quiringsc.he 
Theorie keine Erklärung finden. Daß diese Theorie Quirinus 
nur die jung- bzw. postkretazische Dislokationsphase be¬ 
handelt, dagegen die analogen .Gebilde der präkretazisch^n 
Faltung, die in Form mehrfacher Achsen vom Eggegebirge 
aus unter das Münstersche Kreidebecken untertauchen, un¬ 
berücksichtigt läßt, sei nur nebenbei bemerkt, wie denn über¬ 
haupt das Osning-Problem ja nur eine Teilerscheinung des 


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Gesamtphänomens unserer saxonischen Faltung ist und nur im 
Zusammenhang mit diesem voll gewürdigt werden kann. 

Kurz, nicht Senkung, sondern Abwärtsbewegung der 
Schichten hat den heutigen Gebirgsbau im Grunde genommen 
geschaffen. Und da dieser Gebirgsbau in weiten Gebieten 
unseres mitteldeutschen Gebirgslandes aus regelrechten Sätteln 
und Mulden besteht, die die QumiNGSche Theorie zu 
stützen jedenfalls nicht geeignet sind, so bin ich mit Stille 
u. a. der Ansicht, daß die Aufwärtsbewegung der Schichten 
und Schollen letzten Endes durch tangential wirkende Kräfte 
veranlaßt worden ist. 


Briefliche Mitteilungen. 


Zur Kenntnis der alluvialen und jungdiluvialen 
Schotter im mittleren Weser- und Saaletal. 

Von Herrn Ernst Naumann. 
Literaturverzeichn is. 

1. Siegert, L.: Über die Entwicklung des Wesertales. Zeitschr. 

d. Deutsch. Geol. Gesellsch., Bd. 64, 1912, Abhdl. Heft 1/2, 
S. 233—264. 

2. — Beiträge zur Kenntnis des Pliocäns und der diluvialen 

Terrassen im Flußgebiet der Weser. Abhdl. d. Preuß. 
Geol. Landesanst., Neue Folge, Heft 90, Berlin 1921. 

3. Gbupe, O.: Die Flußterrassen des Wesergebietes und ihre 

Altersbeziehungem zu den Eiszeiten. Zeitschr. d. Deutsch. 
Geol. Gesellsch., Bd. 64, 1912, Abhdl. Heft 1/2, S. 265 -298. 
1. — Erläuterungen zur geologischen Spezialkarte von Preußen 
usw\ Blatt Kirchohsen, 1916. 

5. — Neue Ergebnisse über die Weserterrassen, Älteren und 

Jüngeren Löß und diluviale Schichte ns törungen in der 
Gegend von Hameln a. d. Weser. Jahrb. d. Preuß. GeoL 
Landesanst. für 1912, Bd.*33, Teil H. S. 484. 

6. Soekoel, W.: Die l'rsachen der diluvialen Aufschotterung und 

Erosion. Berlin 1921. 

7. Sikgebt, L., und Weisseumel. W.: Das Diluvium zwischen 

Halle a. S. und Weißenfels. Abhdl. der Preuß. Geol. 
Landesanst., Neue Folge, Heft 60. 


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Berlin, den 16. April 1923. 

Die breite Wanne des Wesertals zwischen Hameln 
und Erder bildet für den Beschauer eine scheinbar ein¬ 
heitliche große Niederung, besteht aber aus mehreren 
niedrigen Talstufen, die man, von kleinen Zwischenstufen 
abgesehen, die wohl nur durch die ungleiche Art der Ab¬ 
tragung bereits gebildeter Aufschüttungen entstanden sind, 
mit L. Siegest (1, 2) in zwei Terrassen zerlegen kann, 
eine höhere postglaziaie und eine tiefere alluviale Terrasse, 
oder aber man folgt O. Grvpe (3), der die höhere Terrasse 
als zeitlich der letzten Vereisung entsprechende Untere 
Terrasse bezeichnet und als Alluvium nur die feineren Ab¬ 
sätze des heutigen Wesertals, hauptsächlich Flußsande und 
Auelehme, gelten läßt (4, 5). Einige Beobachtungen, die 
ich besonders auf dem Blatt Hessisch-Oldendorf machte, er¬ 
scheinen mir geeignet für die Kenntnis dieser jüngeren 
Terrassen einen Beitrag zu liefern, weshalb ich das Er¬ 
gebnis hier kurz, mitteilen möchte. 

Zunächst zeigt das 'Weseralluvium auf der Talstrecke 
Hameln—Erder, wie durch zahlreiche Aufschlüsse und 
Hunderte von Flaehbohrungen nachgewiesen ist, in der 
überwiegenden Mehrzahl der Fälle das typische Profil 
einer normalen Flußaufschüttung, und zwar von oben nach 
unten 2 bis 4 Meter Auelehrn, dann 1 bis 2 Meter Weser¬ 
sand und darunter 3 bis 5 Meter Weserkies. Sowohl der 
Auelehrn, als auch der Sand und Kies können aber auch 
zuweilen fehlen; doch ist es im allgemeinen eine Seltenheit, 
daß die Oberfläche des Alluviums von Weserkies gebildet 
wird, sondern meist folgt dieser erst in Tiefen von 3 bis 
4 Metern unter der Grasnarbe, ist aber an den Steilufern 
der Weser, die allerdings meist künstlich befestigt sind, 
unter dein Auelehrn und Sand häufig sichtbar und fehlt 
nur da, wo die Kiese älterer Terrassen unmittelbar an den 
Fluß herantreten. Daß es tatsächlich im Wesertal ganz 
ausgedehnte<illuviale Kies Lager gibt, die nicht der UnterenTer- 
rasse angehören, wird dadurch bewiesen, daß in diesen Kiesen 
rote Ziegelsteingerölle Vorkommen, die zum Teil die Form 
von flachen, gerundeten Schottern haben, oft aber auch 
nur wenig abgerollt sind und die Form der Ziegelsteine 
(z. B. eines Dachziegels) noch erkennen lassen. Auch 
der Erhaltungszustand der mit diesen Ziegelsteingeröllen 
zusammen vorkommenden Knochen ist ein weiterer Be¬ 
weis für das jugendliche Alter dieser Schotter. Dir* besten 
Aufschlüsse in diesen alluvialen Schottern der Weser gaben 


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zur Zeit der geologischen Aufnahmen des Blattes Hessiscli- 
Oldendorf 1918/19, die Kiesgruben in der Fischbecker Flur 
südwestlich vom Gut Stau (Gemeindekiesgrube von Fisch¬ 
beck und Quantesche Grube). Der sehr reine Weser¬ 
kies besteht hier aus einheimischem, mesozoischen Material 
und Thüringer-Waldporphyren, .sowie sehr vereinzelten 
nordischen Geschieben; außer Unio batavus und Neritina 
fluviatilis enthält der Kies noch die bereits erwähnten. 
Ziegelsteingerölle, die sich noch anderthalb Meter unter 
der Oberfläche im Weserkies finden; es ist also ausge¬ 
schlossen, daß diese Ziegclsteingerölie durch spätere mensch¬ 
liche Tätigkeit an ihre Lagerstelle gelangt sind. Ebenso 
zeigten die Kiesgruben auf der Insel (Wiesen südöstlich 
von der Zuckerfabrik Hessisch-Oldendorf) 2 bis 3 Meter 
reinen* Weser kies mit Unio batavus und einem Unterkiefer 
des Hausrindes, sowie zahlreiche Ziegelsteingerölle. Die 
1 bis 2 Meter mächtigen Sande über dem Kies enthalten 
meist zahlreiche Schnecken und Muscheln, wie Unio batavus, 
Neritina fluviatilis , Bythinia tentaculata und Limnaea 
ovata , vereinzelt auch Schlickgerölle. 

Im September 1921 ließ nun die Stadt Hessisch-Olden- 
dorf auf der Insel in diesen Alluvionen mehrere Bohrungen 
ausführen, deren Ergebnisse der Geologischen Landesan¬ 
stalt von der Achimer Wasserbau-Gesellschaft in dankens¬ 
werter Weise zur Verfügung gestellt wurden. Dabei wurden 
erbohrt: 


Brunnenschacht 
2,80 m brauner Lehm 
0,70 m Wesersand 
4,7 m Weserkies 
Liegendes: Ton des Lias 


Bohrloch 7 

0,00— 3,00 m hellbrauner Lehm 
3,00— 7,80 ra Weserkies 
7,80—14,80 m schwarzer Ton 
(wohl Posidonienschiefer) 


Bohrloch 8 


0,0—2,5 m hellbrauner Lehm 

2.5— 3,5 m Wesersand 

3.5— 8,5 m Weserkies, rein 

8.5— 9,5 m schwarzer Schieferton 
(wohl Fosidoniensehiefer) mit 

Schwefelkies 


Wir haben also 2,5 bis 3 Meter Lehm, darunter 0,7 
bis 1,0 Meter Sand und zu unterst 4,7 bis 5,0 Meter Kies 
der Weser. 

Durch alle diese Beobachtungen wird das Vorhandensein 
einer bis zu 8,5 Meter mächtigen alluvialen, von Auelehm 
und Sand bedeckten Schotteraufschüttung im Wesertal be¬ 
wiesen, die hier unmittelbar auf dem Lias lagert und ich 


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92 


y 


darr behaupten, daß sich diese alluviale Terrasse von 
HessisehOldendorf bis in die Gegend von Vlotho überall gut 
erkennen läßt. Grupe (4 S. 49) versteht unter dem Weser¬ 
alluvium nur die jüngsten, noch in fortschreitender Bildiuig 
begriffenen Ablagerungen der Talsohle, Flußsande und Flu߬ 
lehm oder Auelehm; die im Flußbett der Weser zum Vor¬ 
schein kommenden stärkeren Geröllmassen sollen nach 
Grupe in der Hauptsache älteren Terrassen angehören, die 
der Fluß angeschnitten hat. Durch .die oben beschriebenen 
Aufschlüsse ist aber das Vorkommen einer ausgedehnten 
alluvialen Kiesaufschüttung im Wesertal erwiesen. Die 
von Ghupe als Alluvium bezeichneten Ablagerungen ent¬ 
sprechen entweder nur den obersten Lagen unserer Al¬ 
luvialterrasse oder sind, was wohl zumeist zutreffen wird, 
al8* noch jüngere Anschwemmungen anzusehen, die sich 
heute noch bilden. Nach meinen Erfahrungen sind dies 
nur durch die jüngsten Überschwemmungen der Weser auf 
zum Teil erst durch diese geschaffenen Erosionsflächen 
älterer alluvialer oder diluvialer Terrassen abgelagerte 
lehmig-sandige, im allgemeinen wenig ausgedehnte Bildun¬ 
gen. Die Hauptaufschüttungen des eigentlichen Alluviums 
bilden eben die unseren Oldendorfer Ziegelsteinschottern 
entsprechenden, durch das ganze Wesertal weit verbreiteten 
Schotter, die fast überall eine Decke von Sand und Aue¬ 
lehm tragen. Ich bin der Meinung, daß diese Aufschüttungs¬ 
terrasse der Weser eine durchaus primäre alluviale Bildung 
ist, also nicht etwa nur durch Umlagerung älterer, diluvialer 
Schotter entstanden zu denken; denn ihr Gehalt an] nordischen 
Bestandteilen ist sehr gering und die typischen Wesergerölle, 
wie Buntsandstein und Thüringer-Waldporphyr, sind reich¬ 
lich vorhanden und zeigen dieselben Größenverhältnisse der 
Gerolle, wie es bei jeder normalen, d. h. nicht von Eisschmelz¬ 
wassern veränderten Weseraufschüttung der Fall ist. Kurz 
ich halte die Hessisch-Oldendorfer Inselterrasse, wie auch 
die Terrasse der Fischbecker Kiesgruben, die ebenfalls Ziegel¬ 
steine führt, für eine primäre alluviale Aufschüttungsfcerrasse 
und sehe in ihrem Vorhandensein den Beweis dafür, daß 
im mittleren Wesertal in verhältnismäßig junger, alluvialer 
Zeit eine ganz erhebliche Aufschüttung stattgefunden hat, 
die derjenigen der Unteren Terrasse mindestens gleichkommt. 

Das Verhältnis unserer Hessisch-Oldendorfer Insel¬ 
terrasse zu der Unteren Terrasse Gritpes (4) wird durch 
einen zweiten Aufschluß geklärt: etwa 700 Meter südwest¬ 
lich vom Bahnhof Hessiseh Oldendorf, unweit der Zucker- 


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93 


fabrik, liegt an (lein südlichsten, von der Fabrik nach Westen 
in der Richtung auf die Koverdensehe Weide führenden 
Feldweg eine nicht sehr umfangreiche Kiesgrube (Besitzer 
Heinrich Krüger in Hessisch-Oldendorf), die einer, 
etwa zwei Meter höher (als die der Inseiterrasse) liegenden 
größeren Terrassenfläche der Unteren Terrasse (Siecjejjts 
postglazialer Terrasse) angehört. Dgs Profil der Kiesgrube 
konnte von mir im Jahre 1919 und dann noch einmal 1921 
gemessen werden und zeigt deshalb eine dem Fortschritt 
des Kiesabbaues entsprechende Veränderung. Diese beiden 
Profile lauten: 

. I. 1919 

0,5 m lehmiger Sand und Sand der Weser 
1,0 m Weserkies 

1,2 m grauer, braun verwitternder sandiger Ton mit Bythinia 
tentaculata, Ancylus fluviatilis, Valvata piscinalis 
1.5 m Weserkies und -sand (darin ein Cervidenpraemolar). 


II. 1921 

0,6 m lehmiger Weserkies 

2,00 m graubrauner sandiger Ton bzw. Lehm mit Wasser¬ 
schnecken (Bythinia tentaculata , Limnaea u. a.) 

2,00 m Weserkies und -sand, mituni er etwas rostig oder 
schwärzlich, enthält unten Knochen, außerdem Helix 
sp., klein, weiß (ganze Schalen waren nicht zu er¬ 
halten, da sie an der Luft zerfielen), Bythinia tenta¬ 
culata, Valvata piscinalis, Ancylus fluviatilis, Limnaea 
ovata und Pisidium sp. 

0,20 m torfig-sandige Lage mit Holzresten 

Liegendes: Kies und Sand der Weser. 

Eintrittes Profil in der Unteren Terrasse beobachtete 
neuerdings bei Ausschachtungsarbeiten für das Geschäfts¬ 
haus Ehrhardt an der südlichen Ecke der Loh- und 
Kaiserstraße in Hameln Herr Studienrat Fricke. 


III. 1923 


0,6 m Aufschüttung 

1,7 m Ton und Schlick mit 

2,4 m Torf 

0,4 m Ton 

Liegendes: Weserkies 


Planorbis corneus L. 

Planorbis umbilicatus Müll. 
Paludina sp. (wahrscheinlich contecta) 
Limnaea stagnalis L. 

Valvata sp., Pisidium sp. 


In den Aufschlüssen der Ziegeleien westlich von Hameln 
bei Lachem, Krückeberg, Rumbeck und Großenwieden bildet 
überall der Auelehm und Ton der Unteren Terrasse eine 
etwa 2 bis 5 Meter mächtige Decke, unter welcher der 
Weserkies der Unteren Terrasse folgt. Schon aus den 
obigen Profilen und den zahlreichen Flachbohrungen bei 
der Aufnahme ergibt sich also, daß auch die Untere Terrasse 
aus einer gewöhnlich an der Basis des Profils liegenden, 


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94 




meist mehrere Meter mächtigen Schicht von Weserkies 
und -sand besteht, die fast überall eine Decke von tonig- 
lehmigen Schlickabsätzen trägt. Diesem Profil können 
sowohl im Ton, wie im Kies oder Sand Lagen von Moot- 
erde oder Torf eingelagert sein, die jedoch, wie Profil I 
bis III zeigt, wechselnde Mächtigkeit haben und z. B. 
in derselben Kiesgrubt» bei Hessisch-Oldendorf 1921 völlig 
auskeilten. Die Schotter der Profile I und II in der Olden¬ 
dorfer Kiesgrube zeigen die völlig normale Zusammensetzung 
eines Weserkieses und enthalten keine Zicgelsteingerölle. 
Auch der Erhaltungszustand der Knochen deutet auf ein 
höheres Alter des Kieses, als wie das der Insclterrasse hin. 
Hiernach ist also sicher, daß der Kies der letzteren bei 
Hessisch-Oldendorf auch seiner Höhenlage zu der Terrasse 
der‘Profile I und II nach alluviales Alter besitzt und daß 
in dieser alluvialen Zeit eine mindestens ebenso starke 
Aufschüttung von Weserschottern stattgehabt hat, wie in 
der nächstälteren Periode der Bildung der Unteren 
Terrasse. Ich möchte auf diese alluviale Auf¬ 
schüttung besonders deshalb hinweisen, weil neuerdings 
das Vorhandensein einer erheblichen alluvialen Aufschüttung 
im Mittellauf unserer deutschen Ströme von Soergel (t\ 
S. 12) in Abrede gestellt wird und weil auch Grupk (4, 5) 
im Wesertal oberhalb Hameln weder der Unteren Terrasse, 
noch dem Alluvium nennenswerte Schotter mengen zuspricht. 
Auch aus anderen Flußtälern ist eine solche alluviale Kies¬ 
aufschüttung bekannt geworden. So haben die geologischen 
Aufnahmen an der Saale zwischen Jena und Halle ergeben, 
daß dort allgemein neben der postglazialen Kiesterrasse 
ausgedehnte alluviale Kiesaufschüttungen vorhanden sind. 
L. Sikgekt hatte die postglaziale Terrasse zunächst auf 
den Karten blättern des Saalegebiets zwischen Halle und 
Weißenfels als Altalluvium dargestellt, nennt sie aber dann 
in Übereinstimmung mit E. Picards und meiner Auffassung 
bei Naumburg und Jena postglazial (7, S. 311/12). Das 
eigentliche Alluvium besteht demnach zwischen Jena und 
Halle aus dem Saalekies, -Sand und -Auelehm im Untergrund 
der heutigen, ineist mit Wiesen bedeckten Talaue, deren 
Schichtenprofil teilweise an den Steilufern der Saale zu 
sehen ist. Über das Alter des dieser Terrasse zugehörigen 
Saalekieses konnte ich kürzlich bei Jena eine Beobachtung 
machen. Auf den am Westfuße des Jenzigs in etwa. 141 
Meter Meereshöhe gelegenen Wiesen, etwas südwestlich 
vom Wort „Erlkönig“ der Karte, das an den Ort von 


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95 


G oet hes Dichtung' erinnern soll, liegt linker Hand neben 
dem Fußweg von Wenigen jena nach Kunitz eine Kies- und 
Sandgrube, die etwa D/s Meter Saalekies aufschließt. Dieser 
enthält nun außer Urtio batavus L. und einzelnen Knochen- 
resten (Canis sp.) Ziegelsteingerölle und rote, irdene Topf¬ 
scherben, die z. T. noch grüne Glasurreste erkennen lassen. 
Wir haben hier also, ähnlich wie an der Weser, einen echten 
Alluvialkies vor uns, dessen jugendliches Alter — seine 
Entstehung dürfte in das früheste Mittelalter zu versetzen 
sein — zweifellos feststeht. Die Terrasse, zu der dieser 
Kies gehört, bildet nun aber im ganzen Saaletal den Unter¬ 
grund der heutigen Aue, und wenn auch noch nicht überall 
bisher ähnliche Kulturreste gefunden sind, wie am Erl¬ 
könig, so darf es doch wohl als sicher gelten, daß auch 
im S'aaletal in alluvialer Zeit eine bedeutende alluviale 
Kiesaufschüttung stattgefunden hat. 

Möchten diese Zeilen dazu anregen, daß auch an anderen 
Stellen des Weser- und Saaletales und in anderen Flußtälern 
der neuzeitliche und prähistorische Inhalt der Kiesablagerun¬ 
gen aus alluvialer und postglazialer Zeit genauer festgestellt 
wird und dadurch Anhaltspunkte für die Beurteilung der 
Altersfolge und für eine etwa mögliche weitere Gliederung 
dieser jungen Terrassen gewonnen werden. 

(Manuskript eingegangen am 17. April 1923.) 


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96 


+ Neueingänge der Bibliothek. 

Bange, Paul: Die Küstenebene Palästinas. Aus: Ver{ 

Ges. f. Palästina-Forschung. 8. Berlin 1922. 

— Wanderfahrten in Galiläa. Aus: Jahrb. d. Bundes der 
kämpfer. 1923. 

Reichabdt, A.: Geologie der Umgebung Erfurts. Erfurt^ 

Reiser, Karl A.: Geologie der Hindelanger und Pfroi 
Berge im Allgäu. Aus: Geognost. Jahreshefte. 33, 35 
1920, 1922 u. 1923. München 1923. 

Shannon, Earl V.: Mineralogie notes on Pucherite, 
Trichalcite and Wavellite. Aus: Proceed. U. S. Nat. 

62. Washington 1922. 

— On siderite and associated minarels from the Columbia 
basalt at Spokane, Washington. Aus: Proceed. U.S. 

Mus. 62. Washington 1923. 

Stockdall, B: Stvlolites, their natui*e and origin. Aus: In< 
llniversity studies IX. Bloomington (Ind.) 1922. 

van der Veen, B. W.: Örigin of the tectite sculpture and 
consequences. Aus: Verh. Geol.-Mijnbouwk. Genootsch. 
Nederland cn Kol. Geol. Serie. VI. ’s-Gravenhage 1923. 

Wanner J.: Zur Tektonik der Molukken. Aus: Geol. Bunds«' 
XII. Leipzig 1921. 

— Über armlose Krinoiden aus dem jüngeren Paläozoikum. 
Aus: Verh. Geol.-Mijnbouwk. Genootsch. voor Nederland 
en Kolonien. Geol. Serie V. . ’s-Gravenhage 1920. 

— Beiträge zur Geologie und Geographie von Nordost-Borneo. 
Ergebnisse einer von Dr. K. Stamm in den Jahren 1913 und 
1914 ausgeführten Beise, nach seinen hinterlassenen Auf¬ 
zeichnungen und Sammlungen zusamraengestellt und unter 
Mitwirkung von Prof. Dr. H. Bücking bearbeitet. Aus: 
N. Jahrb. Min. Beil.-Bd. 45. Stuttgart 1921. 

Wurm, A.: Über die geologische Stellung der Münchberger 
Gneismasse. Geologischer Führer nach den Basaltvulkanen 
bei Neustadt a. C., in die Münchberger. Gneismasse und in 
das Fichtelgebirge. Aus: Jahresber. Oberrhein. Geol. Ver. 
N. F. XII. 1923. Ansbach 1922 — Stuttgart 1923. 

— Zur Geologie von Ostmazedonien. Aus: N. Jahrb. Min. L 
Stuttgart 1922. 

Zimmermann I.. E.: Geologisches Querprofil durch Thüringen 
von Suhl über Ilmenau und Weimar nach Halle. Aus: Z. D. 
G. G. 74. Berlin 1922. 

— Die Gänge und Stöcke*von Poryhyr im! Katzbaeh- und Wal- 
denburger Gebirge in Schlesien. Aus: Jahrb. Preuß. Geol 
Landesanst. für 1920. XLI. II. Berlin 1922. 

— Rät und „Pliocän“ auf dem Kirchberg bei Bittstedt unweit 
Arnstadt in Thüringen. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst 
für 1919, XL. II.. Berlin 1922. 

— Bericht über die Ergebnisse der Aufnahmen auf Blatt Kauf- 
fung im Jahre 1919. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst 
für 1919, XL. II. Berlin 1922. 


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Tafel B 



2000 m** 


Carbon 

Oberdevon 

Massenkalk 

Mt Mitteldevon 

Überschiebungen u. Sprünge 

Flöze 


Hirchende 


Huhr 


Flözleeres 


lOCOm 


2000m 

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NIVERSITY OF MICHIGAN 



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Zeitschrift 

der 

Deutschen Geologischen Gesellschaft. 

(Abhandlungen und Monatsberichte.) 


B. Monatsberichte. 


Nr. 5-7. 76. Band. 1924. 

Berlin 1925. 

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart. 

INHALT. 

Protokoll der Sitzung am 7. Mai 1924 . . . ; . 97 

„ „ „ „ 4. Juni 1924 98 

„ 2. Juli 1924 . 99 

Vorträge: 

POMPECKJ, J. F.: Zum 150. Geburtstag Leopold v. Buchs 

(Titel).•. 97 

-QUIEING, H.: Thermenaufstieg und Gangeinschieben 

(Titel). 97 

HEILAND, C.: Die bisherigen Prg^bnisse magnetischer 
Messungen über norddeutscher^. Salzhorsten. (Mit 

4 Textfiguren).*L ..... . 98, 101 

* FULDA, E.: Die Entstehung-, der,-deutschen Kalisalz¬ 
lager (Titel).•*. 98 

GOTHAN, W.: Einige neuere bemerkenswerte Funde in 

der mitteldeutschen Braunkohle (Titel). 99 

SOLGER, F.: Das Problem der Markgrafensteine in den 

Rauenschen Bergen (Titel). 99 

BOEHM, J.: Das Uutersenon von Borken i. Westf. (Titel) 100 
MESTWERDT, A.: Spateisensteingänge in mesozoischen 

Schichten des Weserberglande.s. 100 

Briefliche Mitteilungen: 

BRAUN, G.: Über eiuen Fund von Geschiebemergel 

über Sanden bei Tornea. 111 

ERDMANNSDÖRFFER, O. H.: Über Gesteine des Bode¬ 
ganges im Harz. 114 

VAN WERWEKE, L.: Über Ineinandergreifen von 

Schollen- und Faltengebirgsbau. 126 

VAN WERWEKE, L.: Das Alter der Sundgauschotter 

im Oberelsaß. 130 

QUIRING, H.: Pos tbasal tische und rezente Schub¬ 
bewegungen auf Überschiebungsklüften im Rheini¬ 
schen Schiefergebirge. (Mit 2 Textfiguren) .... 139 
Neueingänge der Bibliothek . 144 


Go sie 






























Deutsche Geologische Gesellschaft. 


Vorstand für das Jahr 1924 

Vorsitzender: Herr Krusch Schriftführer: Herr BAbtlinö 

Stellvertretende | „ Pompbckj „ LEUcns-München 

Vorsitzende: \ „ DEECKE-Freiburg i. Br. „ Solger 

Schatzmeister: „ Picabd „ Mestwerdt 

Archivar: „ Dienst 

Beirat für das Jahr 1924 

Die Herren: Broili- München, Buxtorp- Basel, Cloos -Breslau, Erdmanxs- 
dörffer- Hannover, Fliegel- Berlin, Schumann - Grube Jlse, N.-L., Strbmme- 
Danzig, SuEss-Wien, Wegner - Münster. 

□ 

Mitteilungen der Schriftleitung. 

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und 
Monatsberichte wird um umgehende Erledigung aller Korrekturen gebeten. 

Die Manuskripte sind druckfertig und möglichst in Maschinenschrift ein¬ 
zuliefern. Der Autor erhält in allen Fällen eine Fahnenkorrektur und nach 
Umbrechen des betreffenden Bogens .eine Revisionskorrektur. Eine dritte 
Korrektur kann nur in ganz besonderen Ausnahmefällen geliefert werden. Für 
eine solche hat der Autor die Kosten stets zu übernehmen. 

Im Manuskript sind zu bezeichnen: 

Überschriften (halbfett) doppelt unterstrichen, 

Lateinische Fossilnamen (kursiv 1) durch Schlangenlinie, 

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen, 

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen. 


□ 

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende 

Adressen benutzen: 

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an 
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bartling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128. 

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener 
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an 
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat 
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

4. Sonstiger Briefwechsel an deil Vorstand der Deutschen Geo¬ 
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

5. Die Beiträge sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von 
Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬ 
sellschaft in Berlin N 4 beim Postscheckamt Berlin NW 7 Nr. 38581 zu 
überweisen. 

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard, 
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden. 


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Zeitschrift 

der 

Dentschen Geologischen Gesellschaft 


B. Monatsberichte. 

Nr. 5-7. 


1M24-. 


Protokoll der Sitzung am 7. Mai 1924. 

Vorsitzender: Herr Keusch. 

Der Vorsitzende gedenkt der reichen Verdienste der 
beiden jüngst verstorbenen Mitglieder, der Herren 
Schmeisskr und Leppla; die Versammlung erhebt sich zu 
ihrem Andenken. 

Als Mitglieder werden in die Gesellschaft aufgenommen: 

Das Institut für Mineralogie und Petrographie der 
Universität Leipzig; 

Herr Bergbaubcflissener Leonhard Riedel in Essen, 
Friedenstr. 37. 

Herr Bartling gibt den vorläufigen Plan für den Ver¬ 
lauf der Hauptversammlung in Königsberg und Danzig be¬ 
kannt. Herr Pompeckj wünscht für die Zukunft, daß die 
Hauptversammlungen nicht vor dem 4. August beginnen. 
Der Vorsitzende stimmt dem zu und begründet die diesmalige 
Abweichung davon. 

Nach Vorlage der Büchereieingänge durch den Vor¬ 
sitzenden gibt Herr POMPECKJ ..Zum 150. Geburtstage 
Leopold v. Buchs“ ein Bild vom Leben und der Bedeutung 
des großen Mitbegründers der Deutschen Geologischen Gesell¬ 
schaft und regt an, das Bildnis Leop. v. Buchs in einer 
geeigneten Form in das Siegel der Gesellschaft und das 
Titelblatt der Zeitschrift aufzunehmen. 

Darauf spricht Herr QU1RING über: „Thermenauf- 
Ktieg und Gangeinschieben“. 

In der Erörterung ergreifen das Wort der Vorsitzende 
und Herr Mestwerdt 1 ). 


9 Siehe S. 100 

7 


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98 


Dann folgt der Vortrag von Herrn HfilLAND: „Die 
bisherigen Ergebnisse magnetischer Messungen über 
norddeutschen Salzhorsten 4 * 2 ). 

An der Besprechung beteiligten sich die Herren: 
v. Schmidt, Lof.we, Tcchel, der Vorsitzende und der Vor¬ 
tragende. • 

V. W. 0. 

Sou; eh. Kkvsch. Bäht 1,1x0. 


Protokoll der Sitzung am 4. Juni 1924. 

Vorsitzender: Herr Kursen. 

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und teilt das 
Ableben des Mitgliedes Ernst Hennemann in Charlotten¬ 
burg mit. Dio Anwesenden erheben sich zu Ehren de* 
Andenkens an den Verstorbenen von ihren Sitzen. 

Als Mitglieder werden in die Gesellschaft aufgenomnien: 

Fräulein Adele Schmidt, Studienrätin in Liegnitz; 

Herr Assistent Dr. Leopold KÖlbt. in Wien, Feist* 
mantelstraße 4; 

Herr Oberingenieur Richard GCxtzel in Wurzbach 
(Reuß). 

Der Vorsitzende macht ferner Mitteilung von der Vor¬ 
legung des Internationalen Geologenkongresses in Spanien 
in das Frühjahr 1926 und gibt ein Preisausschreiben über 
10 000 Dollar vom Sekretariat des Deutschen Friedenspreises 
bekannt. 

Nach Vorlegung der neu eingegangenen Bücher und 
Schriften berichtet Herr Wolff über die agrogeologisclie 
Konferenz in Rom und die Begründung der Internationalen 
Bodenkundliclien Gesellschaft (Generalsekretär Prof. Hissixu 
in Groningen). Dann gibt Herr E. FULDA ein Referat 
über die zweite Auflage des Buches von 
ErnstJA nicke: „Die Entstehung der deutschen Kali- 
salzlager 44 . 

An der Aussprache beteiligen sich: Herr Zimmkr- 
mann I, So lg er, der Vorsitzende und der Vortragende. 


*) Siehe S 101 . 


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99 


Herr GOTHAN bespricht „Einige neuere bemerkens¬ 
werte Fnnde in der mitteidentsehen Braunkohle“. 

In der Diskussion sprechen die Herren Hähnel, 
Fliegel, der Vorsitzende und der Vortragende. 

v. w. o. 

Dienst. K kusch. Soi.gek. 


Protokoll der Sitzung am 2. Juli 1924. 

Vorsitzender: Herr Keusch. 

Die Gesellschaft hat durch den Tod verloren: Herrn 
Bergwerjksdirektor Wilhelm Schmitz in Hamborn und 
Herrn Professor Theodor Wolf in Dresden. 

Die Anwesenden erheben sich zu Ehren der Ver¬ 
storbenen. 

Als Mitglieder der Gesellschaft werden aufgenommen: 

Herr Studiendirektor Mattes in Berlin-Adlershof; 

Herr Studienassessor Erich Koenig in Staßfurt: 

Herr Dr. Schwanecke in Wernigerode a. H.; 

Fräulein Studienrat Maria Ilgen in Essen; 

Herr Katasterdirektor Walter Mielecke in Finster¬ 
walde (N.-.L); 

Herr Assistent Dr. W. Hollstein in Danzig-Langfuhr, 
Techn. Hochschule; 

Herr Studienrat F. Koster in Bommem (Ruhr). 

Der Vorsitzende teilt die Einladung des Hauptver¬ 
bandes deutscher Höhlenforschung zur Hauptversammlung 
vom 15. August bis 1. September in Nürnberg mit, auf 
der die Gesellschaft durch Herrn Dienst vertreten sein 
wird. Herr Wolf dankt im Namen des Vereins für^Höhlen- 
forschung für das Interesse der Geologischen Gesellschaft 

Nach Vorlegung der Büchereieingänge behandelt Herr 
SOLGER: „Das Problem der Markgrafensteine in den 
Rauenschen Bergen“. 

7* 


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100 


An der Aussprache nehmen teil die'Herren Keiliiack, 
Schneider, Johnsen und der Vortragende. 

Hierauf spricht Herr JOH. BOEHM über: „Das Unter- 
seiion von Borken in Westfalen“. 

v. w\ o. 

Dienst. Solgeb. Keusch. 


Vorträge. 


Spateisensteingänge in mesozoischen 
Schichten des Weserberglandes. 

(Erörterung zum Vortrage von Herrn Quiring in der Sitzung 
am 7. Mai 1924.) 

Von Herrn A. Mestwerdt, Berlin. 

Im Anschluß an den Vortrag des Herrn Quiring über 
„Thermonaufstieg und Gangeinschieben“ im Siegerland sei 
daran erinnert, daß Herr Grupe früher auf den Zusammen¬ 
hang von Basalten und Eisensteinbildungen im Solling hin- 
gewiesen hat. Auch längs der Pyrmonter Achse ist der 
Kohlensäuregehalt der Heilquellen wohl als magmatische 
Auswirkung zu deuten, und das in der kohlensäurehaltigen 
Therme gelöste Ferrokarbonat konnte gelegentlich auf 
Quellspalten als Spateisensteingäng ausgeschieden werden. 
Am offenkundigsten ist dieser Zusammenhang bei jenem 
kleinen Spateisensteingang, der im Fortstreichen der Pyr¬ 
monter „Stahlquelle“ und etwa 3 km von ihr entfernt in 
einem Steinbruch im Wellenkalk (bei Holzhausen) auf¬ 
geschlossen ist. In steil auf gerichteten Wellcnkalkschichten 
derselben Hebungslinie sah ich ferner bei Rentorf (unweit 
Lemgo) Klüfte, die senkrecht zur Schichtung, also mehr 
wagerecht liegen, mit Kalkspat und Spateisen ausgekleidet, 
während in dem benachbarten Buntsandstein Eisenglanz 


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101 


vorkommt. Auch hierbei möchte ich an die Mitwirkung von 
Kohlensäuerlingen denken, die vor Ausbildung der jetzigen 
hydrologischen Verhältnisse das Gebirge durchwandern 
konnten. Seit langem bekannt ist sodann das Vorkommen 
eines abbauwürdigen Spateisensteinganges im Wiehengebirge 
bei Preußisch-Oldendorf. Er setzt im Braunen Jura auf, 
der hier an der Limbergachse Lohmanns sattelförmig sich 
aufwölbt. Man erkennt also auch bei dieser unbedeutenden 
Nebenachse einen „fossilen“ Kohlensäuerling. So dürften 
mit der Zeit noch weitere kleine Spateisensteingänge ge¬ 
funden werden, wie z. B. ein solcher bei Bad Essen am 
Wiehengebirge in der Bauerschaft Essenerberg im Unteren 
Dogger, auf dem Nordflügel der Piesberg-Pyrmonter Achse, 
vorkommt. Der Gang streicht etwa im Sinne des ganzen 
Gebirges. Auf die Nachbarschaft der kleinen kohlensäure- 
haltigen Solquelle von Bad Essen und die Möglichkeit eines 
genetischen Zusammenhanges beider Erscheinungen sei auch 
hier wieder hingewiesen. 


Die bisherigen Ergebnisse magnetischer 
Messungen Ober norddeutschen Salzhorsten. 

(Vortrag, gehalten in der Sitzung vom 7. Mai 1924, nebst 
einigen Ergänzungen.) 

Von Herrn C. Heiland. 

(Mit 4 Textfigumi.) 

Dir Anwendung erdmagnetischer Untersuehungs- 
methoden zu geologischen und bergbaulichen Zwecken ist 
keineswegs sehr jungen Datums. Insbesondere wurden sie 
mit Erfolg bei Aufschlußarbeiten im Eisenerzbergbau ver¬ 
wandt; die erste geschichtliche Überlieferung darüber 
stammt meines Wissens aus dem Jahre 1760. Der um¬ 
gekehrte Gedankengang — nämlich die Aufsuchung von 
schwächer als die Umgebung magnetisierten Lagerstätten 
— wurde im Jahre 1920 von F. Schuh bei erdmagnetischen 
Beobachtungen über den Salzhorsten Mecklenburgs ange¬ 
wandt. Vorher hatte schon im Jahre 1898 A. Schueck auf 
negative magnetische Anomalien über Kreidevorkommen 


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aufmerksam gemacht, indessen hatten seine Messungen nicht 
den methodischen Charakter und praktischen Hintergrund 
wie die von F. Schuh. 

Die Untersuchungen von F. Schuh haben mm an 
verschiedenen anderen Stellen zu weiteren Messungen über 
Salzlagerstätten angeregt; soweit dieselben veröffentlicht 
sind, sollen sie im folgenden kurz besprochen werden. 


Es wurden untersucht: 


I. Das Gebiet, der Salzlagerstätten des sw. Mecklen¬ 


burg von F. Schuh. 

II. Die Ostseeküste vom Salzhaff bis in die Gegend 
von Rostock von der „Erda“ A.-G., Göttingen. 

III. Das östlich angrenzende Gebiet, die Gegend von 
Warnemünde und Rostock von H. Moll. 

IV. Der Salzstock bei Wefensleben von H. Haalck 
und G. Brinkmeibr. 


V. Der Salzstock von Segeberg in 
Holstein 

VI. Der bei Bahlburg südl. Winsen 
a. d. Luhe und 

VII. Der Salzhorst von Lüneburg 


vom Verfasser. 


Die dabei angewandte Messungsmethode war in allen 
Fällen die gleiche. Zur eindeutigen Bestimmung des erd¬ 
magnetischen Kraftfeldes seiner Richtung und Stärke nach 
benötigt man drei Bestimmungsstücke, und zwar hat sich 
die Messung der Deklination, Horizontalintensität und In¬ 
klination auf dem Wege der sog. absoluten Beobachtungen 
als zweckmäßig herausgestellt. Da jedoch deren Ausführung 
sehr zeitraubend ist, wird man für praktische Zwecke nur 
eine Komponente des Gesamtfeldes heranzieheu, und zwar 
nach Möglichkeit diejenige, welche hinsichtlich ihrer Ano¬ 
malie die engste Beziehung zu den störenden Ursachen 
der obersten Erdkruste auf weist; die Vertikal Intensität oder 
Z-Komponente. 

Zur Ausführung von Vertikalintensitätsmessungeu kann 
man sich verschiedener Apparate bedienen; am zweck¬ 
mäßigsten bat sich jedoch, besonders in letzter Zeit, die 
Feldwage nach Ad. Schmidt der Askania-Werke A.-G. 
erwiesen, eine Modifikation der LLOYDschen Wäge. Die¬ 
selbe besteht in einfachster Weise aus einem Magnetsystem, 
welches senkrecht zum magnetischen Meridian auf einer 
Schneide balanziert. Der Sclrwerpunkt des Systems fällt 
nicht mit dem Drehpunkt zusammen; d;is-elbe ist außer- 


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«Irin so überstimmt, daß e< am jeweiligen Beob ichtimgs- 
punkt annähernd horizontal liegt. Seine Rippung, de durch 
ein Kernrohr mittels Spiegelsystems an einer Skala ab- 
eeleson werden kann, ist der Vertikalintensität direkt 
proportional. Die Vertikalintensität, berechnet sich somit 
einfach nach der Beziehung Z Z 0 + s (s r ed—s 0 ), wobei s rt ein 
der Vertikalintensität Z 0 der Ausgangsstation entsprechender 
Basisstaud, s re d die wegen Instrumentenneigung und Tempe¬ 
ratur sowie Variation des Erdmagnetismus verbesserte Ab¬ 
lesung an der Station und e der Skalenwert ist. 

Um den durch die Lagerstätte selbst bedingten Störungs¬ 
bot rag zu erhalten, ist an jedem Punkte der Normalwert 
der Z-Komponente abzuziehen; man erhält so den Störungs¬ 
wert AZ; Linien gleicher Vertikalkraftstörung heißen 
Z-Isanomalen; die . Störung der Vertikalkraft wird positiv 
sein, wenn der Gehalt eines Schichtenkomplexes an magne¬ 
tisierbaren Substanzen den der Umgebung übertrifft und 
umgekehrt. 

Wir gehen nunmehr zur Besprechung der einzelnen 
Untersuchungen selbst über, und zwar soll in jedem Pall 
der magnetische und der geologische Teil der betreffenden 
Arbeiten für sich behandelt werden. 

I. \1 essunge n von F. Schuh im südwestlichen 
Mecklenburg. 

a) Magnetischer Teil. 

Es wäre, wünschenswert gewesen, wenn der Begriff 
Empfindlichkeit nicht in zwei verschiedenen Bedeutungen 
verwendet worden wäre; man weiß häufig nicht, ob nun 
Skalen- oder Basiswert gemeint ist. 

Die Bestimmung des Normal wertes genügt ferner kaum 
den für theoretische Zwecke erforderlichen Ansprüchen an 
Genauigkeit, da von einer Karte im Maßstab 1:750 000 
(magnetische Karte des Deutschen Reiches von An. Schmidt, 
Z-Komponente für 1901) Linien in Abständen von 100 zu 
100 y (1 y = 1 x IO -5 CGS) auf ein Meßtischblatt übertragen 
und 100 weitere Linien interpoliert wurden. 

Die Isanomalenkarte endlich wäre besser mit Linien 
in Abständen von 25 zu 25 y statt mit solchen von 
10 zu 10 y konstruiert worden, in Anbetracht der Über¬ 
sichtlichkeit und des mittleren Beobachtungsfehlers. 

Was die Kontrollmessungen betrifft, so wäre zur 
Ermittlung von Standänderungen des Instrumentes ein 
häufiger Anschluß an der Basis erwünscht gewesen. 


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b) Geologischer Teil. 

Kg. 1 zeigt eine vom Verfasser unter Benutzung der 
von Schuh mitgeteilten Werte in Abständen von 25 zu 25 \ 
entworfene Isanomalenkarte. Es ist auffällig, daß in der 
Anordnung der Maxima und Minima die variskische Rich¬ 
tung derartig vorherrscht. Stellenweis«» kreuzt sieh die¬ 
selbe mit dem untergeordneten herzynischen System. 



Fig. 1. Die Messungen von F. Schuh im Gebiet der Salzlager¬ 
stätten des südwestlichen Mecklenburg. 


Die geringsten Werte der Vertikalintensität finden sich, • 
besonders bei Lübtheen und Conow, über den dortigen Salz-- 
Stöcken. Ein Profil durch die von Schuh mit getcil teil 
Lübtheener und Conower Bohrungen ergibt, daß auf die 
magnetische Linienführung in der Hauptsache d : e Gestaltung 
des Gipshutes von Einfluß ist. 

Auf Grund dieser Erkenntnis dürfte man wohl den 
weitergehenden tektonischen Schlußfolgerungen ScniH' über 
die Verbreitung der Salzlager keine so große Bedeutung 
beimessen, zumal noch ausdrücklich festgestellt wird. daJi 
auch das Tertiär (besonders im SO des Untersuehunfirs- 
gebiete-O starke negative Anomalien hervorruft. 


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II. Messungen der „K rda“ A. - G. an der Ost- 
s e e k ü $ t e Mecklenburgs. 

a) Magnetischer Teil. 

Durch die große Anzahl von Stationen hut sich das ziem 
lieh kompliziert erscheinende magnetische Kartenbild gut 
festlegen lassen; es wäre allerdings wünschenswert gewesen, 
wenn auch die Ergebnisse der Kontrollmessungen mit- 
geteilt worden wären, um Anhaltspunkte über die innere 
Zuverlässigkeit des Netzes zu ermöglichen. Der Anschluß 
nach Osten zu den Mou.schen Messungen hinüber ist nicht 
ganz befriedigend; beim Zusammenzeichnen beider Auf¬ 
nahmen ist man häufig über die Linienführung im Zweifel. 
Vor allem fällt auf, daß die Störungsamplituden im Bereiche 
der „Erda“'-Messungen wesentlich größer sind, als im Unter¬ 
suchungsgebiete von H. Mo m.. 

b) Geologischer Teil. 

Die geologischen Verhältnisse des Untersuchungsgebietes 
sind nicht sehr genau bekannt. An die Basis des Diluviums 
treten im fraglichen Gebiete hauptsächlich Eocän, Paleoeän 
und Kreide heran. Salzhorste werden an verschiedenen 
Punkten vermutet, sind jedoch noch nicht mit Bestimmtheit 
nachgewiesen. Die unruhige Gestaltung des magnetischen 
Kartenbildes hat das Vermessunsrsgebiet mit allen bisher 
aufgenommenen Küstenländern der Ostsee gemeinsam. Ob 
eine derartige Linienführung in erster Linie auf wechsel¬ 
volle magnetische Verhältnisse innerhalb des Diluviums 
zurüekzuführen ist, wie F. Errilat und der Verfasser 
annehmen möchten, ist bisher noch eine Streitfrage. F. Schuh 
vertritt dagegen die Ansicht, daß, abgesehen von einem 
allgemeinen Einfluß tektonischer Richtungen sowie der oro- 
graphi8chen Gliederung des Geländes, nicht nur das Hoch- 
kommen des eoeänen Kieselgesteines sich durch relativ 
geringe Werte kennzeichne, sondern daß auch an ver¬ 
schiedenen Punkten, wie z. B. bei Hohenfelde, Wichmanns¬ 
dorf, Sandhagen, Reddelich und Hinterbollhagen. die dortigen 
negativen Anomalien mit ziemlicher Sicherheit auf «las 
Aufbrechen von Salzhorsten schließen ließen. 

III. Die- M ossungen v o n H. Moll bei R o stock 

und Warueraünde. 

a) Magnetischer Teil. 

In diesem Teil seiner Arbeit befaßt sich H. Moll 
eingehender mit Prinzip und Methode der Feldwagenmessun- 


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gen, jedoch wird dabei m. E. besonders das erstere nicht 
mit der wünschenswerten Schärfe herausgearbeitet und 
auch sonst scheinen hinsichtlich der Bedeutung der einzelnen 
Rechenoperationen noch mancherlei Unklarheiten zu be¬ 
stehen. Bezüglich der Bestimmung des Normahvertes und 
des Wertabstandes der Isanomalen gilt auch liier das im 
Abschnitt I gesagte. Aus den * verschiedenen regellosen, 
wenngleich zu einer Basis symmetrischen Standändennigm 
des Instrumentes eine „absolute Konstanz“ der Feldwajre 
ableiten zu wollen, ist doch wohl nicht möglich; es scheint 
sich hier lediglich darum zu handeln, daß die Wage infolge 
von Ungenauigkeiten im Schneidenschliff zwei verschiedene 
Auflagen bevorzugt. 

b) Geologischer Teil. 

Ähnlich wie bei dem unter II besprochenen Unter* 
suchungsgebiet l)eteiligen sicli auch hier an dessen Zu¬ 
sammensetzung vornehmlich Diluvium, Eociin, Paleocän und 
Kreide. Auch magnetisch äußern sich diese Schieliten¬ 
glieder wiederum derartig, daß einer größeren Mächtigkeit 
des paleoeänen Tones hohe magnetische Werte entsprechen, 
während eine geringe Tiefenlage des eoeünen Kicselgesteines, 
wie bei Rostock, im besonderen aber ein Hochkommen der 
Kreideoberkante, besonders bei Warnemünde sich durch 
Minima der Vertikalintensität kennzeichnen. Die Vertiefung 
des Warnemünde^ Minimums nach 0 zu, das sog. Breitlings¬ 
minimum, möchte Moi,l auf Rechnung eines Salzhorstes 
setzen, welcher die Kreide mit emporgebracht haben könnte. 

IV. M e s s u n g e n von H. Ha a l c k u n d G. B u i n k - 
meikk bei Wefenslebcn. 

Diese Untersuchungen sind mit zwei Apparaten bei 
häufigerem Anschluß an Kontrollstationen ausgefülirt 
worden. Als mittlerer Beobachtungsfehler ergab sich T« 
wogegen die maximale Störungsamplitude (von der Salz* 
aufpressung bis zum ungestörten Teil) 120 y betrug (bei 
einer Tiefenlage des Salzspiegels von etwa 300 m unter 
Tage). 

Die geologischen Verhältnisse des Untersuchungs¬ 
gebietes sind gekennzeichnet durch die grabenartige Ver¬ 
senkung von Keuper und Jura zwischen Muschelkalk und 
Röt einerseits und Rhät andererseits, durch weicht 1 im 
Grabengebiet das Zechsteinsalz hochgepreßt wurde. wie die 
beigegebenen Profile (Fig. 2) zeigen. 


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Die magnetische Linienführung paßt sich mit Ausnahme 
les Minimums westlich Wefenslebens, das auf Messungs¬ 
ehler zurückgeführt wird, den geologischen Verhältnissen 
:ut an. Das Hauptminimumgebiet folgt ziemlich genau der 
Trabenzone, ist aber verschoben, weil im O das Salz nicht 
lic ganze Grabenzone ausfüllt. 



Grenze des 8alsspiegels 300 m ^ 

unter Tage 

- Grenze des Salshorstes auf 780 m 
Bohle 

J Verwerfungen 


Fig. 2. Die Messungen von Haalck und Brinkmeier bei Wefensleben. 
a) Z-Isanomalen b) Profile 


V. Messungen über dem Salz hörst von Sege- 
berg vom Verfasser. 

Was den erdmagnetischen Teil de£ Arbeit betrifft, so 
ist nur zu bemerken, daß deren Ausführung in verhältnis¬ 
mäßig kurzer Zeit vor sich ging, da die Basisanschlüsse 
infolge relativ guter Konstanz der Wage und gleichmäßiger 
Temperatur sehr beschränkt werden konnten. 

Geologisch ist das Untersuchungsgebiet charakterisiert 
durch, den Aufbruch eines etwa 4 km langen und 2 km 
breiten Salzhorstes von südwestlichem bis nordöstlichem 
Streichen durch tertiäre und diluviale Schichten, dessen Gips¬ 
hut im Kalkberg inmitten Segebergs und bei Stipsdorf zutage 
ausgeht und dessen Ausdehnung durch Bohrungen gut bekannt 
ist. Die magnetische Anomalie paßt sich in ihrem Verlaufe ge- 


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uau der Erstreckung des Gipshutes an und erreicht auf dem 
Kalkberg die größten negativen Werte, während bei Stips 
dorf die Anomalie nur ungefähr halb so groß ist, was 
höchstwahrscheinlich durch die Schlottenausfüllung des 
dortigen Gipses mit tertiärem und diluvialem Material bedingi 
wird (vgl. Profil Fig. 3). 

VI. Über die Messungen des Verfassers bei 
Bahlburg südlich Winsen 
ist wenig zu bemerken. . 

Hinsichtlich der geologischen Verhältnisse des in zwei 
Profilen von zusammen 16 Stationen untersuchten Gebiet« 



Fig. 3. Gebrochenes, überhöhtes Profil durch den Salzhorst von 
Segeberg nebst Darstellung der AZ-Kurve. 


ist nur soviel bekannt, daß in einer Bohrung bei Bahlbm^ 
das Salz bei etwa — 300 m erreicht wurde, während 
weitere, ihrer Lage nach nicht genau bekannte Bohrung 
ergebnislos verliefen. Statt der zu erwartenden negativ 
Anomalie ergaben die Messungen eine etwa ostwestücb 
streichende positive Störung von 75 y Amplitude, was e'H 
auf die Wirkung stärker magnetisierter, von dem Salzstock 
emporgebracliter Schichten zurückzuführen sein dürfte. 


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VII. Die Untersuchungen bei dem Zechst ein- 
aufbruch von Lüneburg 

beziehen sieh wiederum auf ein geologisch sehr genau unter¬ 
suchtes Gebiet. Der dortige Salzstock, dessen Gipshüte im 
Schiitstein und Kalkberg zutage treten, hat triassische, 
Kreide- und miocane Schichten mit an die Oberfläche 
gebracht. 

Wie das Profil in Fig. 4 zeigt, finden sich über diesen 
Gipshüten wiederum die Höchstwerte der negativen Ano¬ 
malie, um über dem Verbreitungsgebiet der triassischen 
Umrahmung nach der Kreide zu langsam abzuklingen. Bei 
stärkerem Einfallen der Knude, im W, scheint die negative 
Störung auch starker zu sein. Buntsandstein und Keuper 
hatten keine nachweisbare Einwirkung. Die miocänen Braun¬ 
kohlensande dagegen kennzeichnen sich deutlich durch ein 
Minimum, was auch in anderen Bcobnchtungsgebicten schon 
früher aufgefallen war. — 


lJN£ auRG 



Fig. 4. Schematisches Profil der Lagerungsverhältnisse und 
Darstellung der ^Z-Horste he * Lüneburg. 


Zusammen fassend läßt sich also nach den bisher be¬ 
kanntgewordenen Messungsergebnissen sagen, daß sich erd¬ 
magnetische Untersuehungsmethoden mit Erfolg zur Auf¬ 
findung von Salzhorsten im Norddeutschen Flachland ver¬ 
wenden lassen. Freilich ist die hier in Anwendung kommende 
Arbeitsmethode eine indirekte, da sich der Salzstock meistens 
durch seinen Gipshut verraten wird und demgemäß die 
erfolgreiche Anwendungsmöglichkeit magnetischer Schür 
fungen auf geringe Tiefenlage desselben beschränkt bleibt. 
Es liegt in der Natur der Sache, daß erdmagnetische Mes¬ 
sungen nicht mit derartiger Eindeutigkeit arbeiten können. 


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wie Schweremessungcn mit Hilfe der Drehwage (ein Instru¬ 
ment, welches man für genaue Aufschlußzwecke stets heran- 
ziehen sollte), weil bezüglich der Volumgewichtsdifferenzen 
von Schichten im Untergründe auf Grund geologischer Unter 
lagen stets leichter hinreichend begründete Annahmen zu 
machen sind, als bezüglich der Größe und Richtung ihrer 
permanenten Magnetisierung. Es wäre aber verfehlt, sie 
nun deswegen als unzuverlässiges Hilfsmittel für den Geo¬ 
logen änzusehen, weil sie in Fällen komplizierter geologischer 
Untergrunds Verhältnisse schwer deutbare Ergebnisse Liefert. 
Ein derartiges Urteil wäre erst berechtigt, wenn die Methode 
z. B. infolge instrumenteller Mängel dort versagt, wo eine 
zweite 4 , die sich auf Messung desselben physikalischen 
Elementes gründet, plausible Resultate ergibt. Nichtsdesto¬ 
weniger wird die magnetische Methode stets ihren Platz 
neben der Drehwage behaupten können, nicht nur durch die 
Pionierarbeit, welche sie in Anbetracht ihrer wesentlich 
größeren Handlichkeit für dieselbe leisten kann — sei es 
in unerforschte 4 n Gebieten, sei es im Anschluß an vor¬ 
handene Bohrungen —, sondern auch durch ihre Ver¬ 
wendungsmöglichkeit in bergigen Gegenden (besonders bei 
Eisenerzlagerstätten), wo die Drehwage wegen der Unsicher¬ 
heit der Geländoreduktion meistens versagt. 

Wenn auch der mittlere Beobachtungsfehler bei «len 
Feldwagenmessungen (+10—15 y) selbst bei starken Tempe¬ 
raturgradienten hinter der Maximalstörung durch Gipshüte 
(—125 y) erheblich zurückbleibt, so ist noch manches zu 
verbessern. Zunächst ist ein genaues Studium der Ursachen 
von Basisstandsänderungen erforderlich. Nicht nur die Mög¬ 
lichkeiten von Schwerpunktsverlagerungen, sondern auch 
von Drehpunktsverschiebungen, auf die man bisher weniger 
achtete, werden Gegenstand besonderer Aufmerksamkeit sein 
müssen. 

Eine weitere Fehlerquelle war, namentlich bei den 
ersten Instrumenten, in der Größe des Temperatureinflusses 
bzw. der Unsicherheit der Temperaturkorrektion begründet. 
Es sind jedoch in letzter Zeit zur Herabminderung desselben 
mit Erfolg zwei Hilfsmittel verwandt worden, entweder 
mechanische bzw. magnetische Kompensation des Einflusses 
oder auch äußerer Wärmeschutz, am zweckmäßigsten natür¬ 
lich die Vereinigung beider Einrichtungen. Tritt zu diesen 
instrumenteilen Vorkehrungen noch die Versicherung der 
ganzen Feldbeobachtungen durch ein geschickt angelegtes 
Netz von Wiederholungsmessungen hinzu, so läßt sich eine 


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/// 


Zuverlässigkeit der Ergebnisse erreichen, welche im Hin¬ 
blick auf den verfolgten Zweck stets als ausreichend an¬ 
zusehen sein wird. 


Literatur: 

F. Schuh: Magnetische Messungen im südwestlichen Mecklenburg 
als Methode geologischer Forschung. Mitt. d. Mecklbg. Geol. 
Landesanst., XXXII, Rostock 1920 und Archiv der Freunde d. 
Naturgesch. i. Mecklbg., 74, 1920 und Kali 1921, H. 14/15, Juni 
1921. 

H. Moll: Erdmagnetische Vermessung der Gegend von Rostock und 
Warnemünde. Ein Beitr.ag zur Klärung der geologischen Ver¬ 
hältnisse jener Gegend. Steinbruch und Sandgrube, 21. Jahr¬ 
gang, Heft 20, 1922, 22 Jahrgang, Heft 1 u. 2, 1923. 

F. Schuh: Magnetische Messungen ink nordwestlichen Mecklenburg, 
Mitt. d. Mecklbg. Geol. Landesanst., XXXIV, Rostock 1923. 

H. Haalck und G. Brinkmeier: Erdmagnetische Untersuchungen am 
Salzstock der Burbacher Achsenzone bei Wefensleben. Zeitschr. 
f. angew. Geophysik, Bd. I. Heft 4, 1923 und Kali 17. Jahrg., 
1923, Heft 16. 

Heiland: Das Erdgasvorkommen von Neuengamme im Lichte 
geologischer und geophysikalischer Forschung, Diss. Hamburg 
1923. Auszug: Zeitschr. f. prakt. Geol., 1924, Juliheft, 


Briefliche Mitteilungen. 

Über einen neuen Fund von Geschiebemergel 
über Sanden bei Torneä. 

Von Herrn G. Braun in Greifswald. 

Ich hatte im August 1921 Gelegenheit, chis nördliche 
Finnland und Lappland, zu bereisen. Durch Zufall fand ich 
bei einer Begehung der Umgebung der finnischen Grenzstadt 
Torneä eine Sandgrube, in der Geschiebemergel über 
f 1 u v i a t i 1 e n Sanden vorkornmt. 

Die normale Lagerung im nördlichen Oesterbotten (Norr- 
l>otten) ist die, daß über dem Felsgrund die Grundmoräne der 
letzten Vereisung anzutreffen ist, über welcher in der 
Nähe der Küste die Bildungen folgen, die der Abschmelz¬ 
zeit und Naeheiszeit angehören. Die höchste marine Grenze 


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112 


im Toni »‘-Flußtal liegt 1 ) am Pallakavara, ungefähr 60 km 
landeinwärts, bei 216 m, am Avasaksa 2 ) in derselben Ge¬ 
gend etwa 203 m. Das Mündungsgebiet des Flusses lag 
also jedenfalls zeitweise vollständig unter Wasser. Das 
Schema der Entwicklung der Sedimentation in diesem Fall 
gab am Beispiel des Angermanälf in Schwedisch Norrland 
R. Lides 3 ). Der Felsgrund liegt liier überall in ganz 
geringer Tiefe, in Haparanda tritt er an der Volksschule zu 
Tage 4 ), auf Pirkkiö (Björkö) unterhalb Torneä ist er zu 
finden 5 ), bei der Stadt Torneä selbst ist der Hauptarm 
des Flusses in den Fels ein geschnitten'*). 

Die finnische Grenzstadt Torneä liegt auf der (Insel) 
Svcnsaari im Torne-Fluß, 'dessen östlicher Arm der Haupt¬ 
arm ist, während der westliche (Grenz ) Arm im Laufe 
der Zeiten fast völlig verwuchs. Die Svensaari ist eine 
relativ hohe Insel: nördlich der Stadt, die alte Kirche 
nagend, erhebt sich ein niedriges Plateau. Kvarnbaeken 
genannt (Mühlenberg). Auf demselben führt, von der west¬ 
lichen Seite des Kirchhofs kommend, ein Weg entlang. 
Gleich nördlich der Umzäunung des Kirchhofs liegt re-chts r 
d. h. Östlich des Weges eine große, tiefe Sandgrube, west¬ 
lich flache Grabungen und Löcher: • 

Der obere Teil des K varnbacke bes t e li t . 
wie rechts und links der Straße gleichmäßig sichtbar, aus 
Moräne. Unter dieser M o r ä n e liegen wohl ge- 
sehichtete, augenscheinlich f 1 u v i a t i 1 e Sande. 

Am besten aufgeschlossen ist die Nordwand der großen 
Grube östlich der. Straße. Das Profil ist das folgende: 

1 m: ausgewaschene Moräne; 

kiesig, zersetzt, braune Farbe. 

X m: frische Moräne, grau, stellenweise etwas geschichtet 
(gepreßt). Zahlreiche gekritzte Geschiebe aller Größen 
und Arten, wenn trocken, noch mit dem staubigen 
Gesteinsmehl der Moräne umgeben. 


!) A. G. Högbom: Nya bidrag tili kännedomen om de kvartära 
niv&förändringarna i norra Sverige. G. F. F. = Geologiska Före- 
ningens i Stockholm Förhandlingar 26, 1904, 469. 

‘•b v. Hackman: Om i norra Finland iakttägna senglaciala Strand- 
marken. Fennia 14, 1897/99. 

s l R. Lid£n: Geokronologiska studier över det finiglaciala skedet 
i Angermanland. S. G. U. Ca 9, 1913, Taf. 3. 

*) F. Svenqnius: Bidrag tili Norrbottens Geologi. Stockholm 
1880 S 89 

'*) K. A. Fredholm in G. F. F. 13, 1891, S. 444. 

6 ) J. E. Rosberg: Bottenvikens flnska deltan. Vet. Medd. Geogr. 
För. i F. II. 1896, S. 11. 


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113 


scharfe Diskordanz 

10 m sichtbar: Sande, grau bis weißlich; feinkörnig, mit¬ 
unter mehr kiesig, stellenweise tonig. Gut geschichtet, 
stellenweise Kreuzschichtung. Einfällen mit einigen 
Grad gegen Osten, wo in den tiefsten Teilen der Grube 
die Lagerung horizontal wird. Steinfrei. 

Das ist der Befund. Es handelt sich nunmehr um die 
Deutung. Es liegen in Nordschweden bereits einige Mit¬ 
teilungen über Moränenfunde auf z. T. fossilführendeäi Ab¬ 
lagerungen vor. 

Bei Luleä gibt K. A. Fß küholm 1885 ein Vorkommen 
an 7 ), das nach seinen Ausführungen mit dem eben Ge¬ 
schilderten von Torncä große Ähnlichkeit zeigt. Auch dort 
liegt Moräne über Sanden, die allerdings nicht ganz stein- 
Trei sind. Er erwähnt auch eine weitere Fundstelle im 
Torne-Elf-Tal: „bei der Umlegung eines Weges bei Ruskola, 
südlich der Kirche von Ober-Torneä wurde auf eine kurze 
Strecke „Morängrus“ durchgraben, wobei geschichtete Kies¬ 
lager zum Vorschein kamen“. Die Lokalität liegt 65 km 
oberhalb der Stadt Torneä und die Aufschlüsse gleiche« 
danach vollständig meinem Befund. 

Diese FßEDHOLM’sche Angabe finde ich später nicht 
wieder erwähnt und nicht ausgedeutet. Bekannter wurde 
ein Fund von H. Münthk, fossilführende Gyttja (Schlamm) 
bei Hernösand 8 ), den der Autor als interglazial anspricht, 
während N. O. Holst und andere in der Beurteilung der 
zeitlichen Stellung schwanken 9 ). Später wurde bei Bol ln äs 
in Hälsingland (südl. Norrland) etwas sehr ähnliches ge¬ 
funden 10 ) und von B. Erikson in Analogie mit Munt he 
ebenfalls als Interglazial gedeutet. Soweit ich derlei Dinge 
beurteilen kann, ist indessen nach dem Fossilgehalt ein 
postglaziales Alter, d. h. nach der letzten Eiszeit stehend 
nicht a limine abzuweisen. 

Schließlich sind in diesem Zusammenhang die sog. 
Interglazialbildungen Jämtlands zu erwähnen 11 ). Die Be¬ 
schreibung, die A. G. Högbom gibt: die Moräne in Oester¬ 
sund oben braun farbig, unten blaugrau, darunter scharf 

7 ) K. A. F redholm: Morängrus pa skiktade grusaflagringar i 
Norrbotten. G. F. F VIL 1884 85, S. 673. 

•) H. Munthk: Om den submoräna Hernögyttjan och dess älder. 
G. F. F. 26 1904, S. 317. 

®) H. Munthe: In G. F F. 31. 1910, 8. 585. 

,0 ) B. Erikson: En submorän fossil förande aflagring vid Bollnäs 
i Hälsingland G. F F. 34. 1912, 8. 500. 

1Ä ) A. G. Högbom: Om interglaciala aflagringar i Jemtland. 
G. F. F. 15. 1893, 8. 28. 

8 


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114 


abgeschnitten geschichtete Sande mit einigen Grad Nei¬ 
gung — gleicht fast vollkommen dem, was ich oben aus¬ 
führte. Hier fanden sich aber in den Ziegelgruben der 
Frösö außerdem noch Tonbildungen mit Fossilien (Moos- 
resten). Die überlagernde Moräne zeigt deutlich östlichen 
Habitus. Högbgm stellt auch diese Ablagerung von Sanden 
in die Zeit vor der letzten Vereisung. 

Ich glaube nun das vorhandene Material vollständig 
‘ dargelegt zu haben. Die Deutung ist in allen Fällen un¬ 
sicher und das Problem, ob wirklich in Skandinavien vor 
der letzten Vereisung das Eis so weit, abgeschmolzen sei, 
daß hier in Norrland eine so anspruchsvolle Flora leben 
konnte, wie sie in den Funden zutage tritt, finde ich 
in der schwedischen Literatur nur wenig ernsthaft dis¬ 
kutiert. 

Man wird unter diesen Umständen doch wohl die Frage 
vielleicht mit besserem Recht so stellen können, ob es 
sich nicht bei allen diesen Vorkommnissen rings um das 
Zentrum der letzten Vereisung um einen nochmalig® 
kleinen Vorstoß, entsprechend einem der Schlußstadien der 
Vereisung in den Alpen, handeln könne. 

(Eingereicht Januar 1922; erschien inzwischen auch in G. F. F. 

Stockholm 1923) 


Über Gesteine des Bodeganges im Harz. 

Von Herrn O. H. Erdmannsdoerffer in Hannover 1 ). 

(Mit 1 Textfigur und 2 Tabellen.) 

Vor 50 Jahren erschien in dieser Zeitschrift*) 
K. A. Lossens Aufsatz über den Bodegang im Harz. Die 
geistvolle Darstellung dieses ausgezeichneten Beobachters, 
der außer den rein petrographisch geologischen Einzelheiten 
vor allem,die Bedeutung dieses Vorkommens für die damals 

*) Nach einem Vortrag, gehalten vor der Deutschen 
Mineralogischen Gesellschaft am 21. August 1923 zu 
Hannover. 

2 ) Bd. XXVI 1874, S. 856. Für die geologische Darstellung 
vgl. Lossen und Dames, Geologische Karte der Umgebung von 
Thale, 1885, und Lossens Geognostische Übersichtskarte des 
Harzgebirges. Die abweichenden Angaben voir Lkpsius (Geologie 
von Deutschland H 1910, S. 341) sind unzutreffend. 


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noch nicht ganz zur Buhe gekommene Frage der Granit¬ 
entstehung — ob plutonisch, neptunisch oder metamorph — 
entwickelte, machte den Bodegang zu einer klassischen 
Stelle. Umso erstaunlicher ist es, daß seit diesem Aufsatz 
keine anderweitige Veröffentlichung über das so inter¬ 
essante Gebiet erschienen ist. Ein ausführlicher Bericht 
von M. Koch (Meldearbeit 1885, Archiv d. Geolog. Landes¬ 
anstalt) ist nicht zum Druck gelangt. Erst neuerdings geht 
W. Held in seiner Dissertation (Halle 1922) kurz .auf 
einzelne der Gesteine des Ganges ein; ich komme auf 
seine Angaben weiterhin noch zurück. 

Lossen sah bekanntlich im Boclegang eine zum größten 
Teil porphyrisch erstarrte Apophyse des Ramberggranits. 
Die im folgenden beschriebenen Gesteine entstammen 
dem besonders interessanten Teile des .Ganges zwischen 
seiner „Wurzel“ am Hirschgrund und der Plateaukante 
oberhalb der Gewitterklippen. 

In der dem Granitrand zunächst gelegenen Wurzel ist 
das eigenartige, von Lossen als „Fo r e 1 1 e n le p t y ni t“ 
oder „F o r e 11 e n a p l i t“ bezeichnete Gestein bis nahe an 
die Westkante des Hirschgrundes in einer Reihe von Auf¬ 
schlüssen zu verfolgen. Ein direkter Zusammenhang über 
Tage mit dem Granit, wie ihn dieser Autor angibt, ist nicht 
zu beobachten. Das im ganzen ziemlich genau dem Schichtcn- 
streichen folgende Gestein nähert sich dem im Kontakt 
mit dem Hornfels feiner körnig werdenden Zweiglimmer- 
granit im Anstehenden bis auf etwa 5 m, dann fehlen die 
entscheidenden Aufschlüsse. Der genetische Zusammenhang 
mit dem Granit wird jedoch durch das Auftreten von Über¬ 
gangsformen innerhalb der Gangspalte erwiesen; immerhin 
bleibt es fraglich, ob tatsächlich eine mit dem Massivgranit 
völlig gleichaltrige Apophyse oder ein Nachschub 
granitischen Materials vorliegt. 

Das Wurzelgestein zeigt in einer sehr fein¬ 
körnigen, aplitisch struierten Grundmasse aus Q u a r z . 
Kali fei dspat und Plagioklas (mit 12 bis 20% An.) 
spärliche gerundete Quarzdihexaeder, Blittch n von 
Biotit und Muskovit sowie Säulchen von Turmalin, 
die dicht erfüllt sind mit runden Körnern der Grundmasse- 
gemengteile, und bis zu 2 mm große, ästig verzweigte, 
ebenfalls einschlußreiche Skelettkristalle von Andalusit 
(als solcher zuerst von Cohen erkannt). 

Die stoffliche Zusammensetzung dieser Gesteine geben 
die Analysen VH und VIH (S. 121). 

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Auf dem Plateau westlich des Hirschgrundes wird die 
hier in zwei Äste gegabelte Gangspalte, soweit das Pehlen 
von Aufschlüssen ein Urteil gestattet, nur von Granit- 
porphyr erfüllt, der randlich starke Verdichtung zu 
Quarzporphyr aufweist. Die Art des Überganges zum 
Wurzelgestein ist nicht feststellbar. Das südliche Gang¬ 
trum erreicht im Kleinen Taschengrund das Bodetal, von 
dem es mehrfach angeschnitten wird. Die Analysen VI 
und X geben die Zusammensetzung von Salband und Gang¬ 
mitte, die stofflich einander ähnlich, nur in dem Mengen¬ 
verhältnis der Feldspäte und Glimmer voneinander ab¬ 
weichen. Die Fortsetzung dieses Gangteils läuft bekannt¬ 
lich über Altenbrak nach Wendefurth. 

Das nördliche, wesentlich kürzere Trum ist durch die 
starke stoffliche Inhomogenität seiner Ausfüllungsmasse be¬ 
kannt. Am Salband liegt durchweg ein heller, sehr dichter 
bis feinkörniger Quarzporphyr, der mit dem Neben¬ 
gestein oft sehr innig verschweißt ist und es lokal in 
Apophysen durch etzt. Der G r a n i t p o r p h y r der Gang¬ 
mitte vom Baderrücken geht wenig oberhalb des altbe¬ 
kannten Aufschlusses am Wege zwischen Großem um! 
Kleinem Taschengrund in ein dunkleres, glinfmerreicheifc* 
Gestein über, das Lossen als Glimmersyenitporphyr 
bezeichnet, das aber nach Ausweis der Analysen (IX und 
XI) mehr granitischen Charakter besitzt. Das dichte 
Salbandgestein 3 ) hat die Zusammensetzung eines normalen 
Quarzporphyrs (Analyse V). 

Der glimmerreiche Porphyr zieht, beiderseits flankiert 
von Quärzporphyr, durch die Bode zur „Blauen Klippe*; 
jenseits dieser erweitert s ch d e Gangspalte auf einer Strecke 
von fast 400 m bis zu einer Mächtigkeit von etwa 30—50 m. In 
dieser Zone, die in den „Gewitterklippen“ ausgezeichnet aufge¬ 
schlossen ist, tritt an Stelle des dunkeln Porphyrs jene 
von Zincken entdeckte Rühe granitisch-körniger Gesteine, 
deren abweichende Struktur Lossen auf die langsamere 
Erstarrung in der erweiterten Spalte zurückführt. Die am 
Westende des Klippenzuges auf die normale Gangmächtig¬ 
keit von 10 und weniger Metern zusammengeschrumpfte 
Spalte ist wieder nur von normalem Quarzporphyr erfüllt, 

3 ) Held gibt a. a. O. die Analyse eines „Felsitporphyrs“ von 
diesem Salband, die mir durch ihre völlig abweichenden Werte 
verdächtig erschien. Eine Nachprüfung der analysierten Probe 
ergab, daß es sich um einen etwas Feldspat führenden Quarzit¬ 
hornfels handelt, wie er als Einlagerung in den Tonschieferhom- 
felsen des Gebietes weit verbreitet ist. 


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wie er auch die Zone der körnigen Gesteine in einem 
schmalen Saume beiderseits umgibt, von denen das südliche 
allerdings durch die mächtigen Schutthalden am Fuß der 
Kiippenreihe fast völlig verdeckt ist. 

Die Gangfüllung klebt wie eine mächtige, mehrfach 
von steilen Runsen durchschnittene Platte auf dem Steil¬ 
hang des Bodetals, dfe ebenso wie der Tonschieferhorn¬ 
fels, in dem sie aufsetzt, steil nach S einfällt. 

Die körnigen Gesteine der Gangmitte sind teils dunkle, 
biotitreiche, teils helle granitische Gesteine, die schon von 
weitem durch ihre rund’ichen Absonderungsformen sich 
deutlich von dem eckig zerklüfteten Porphyr abheben. Dieser 
letztere schwankt in seiner Mächtigkeit zwischen 1 und 
etwa 12 m. Der Übergang zu den dunkeln Gesteinen der 
Gangmitte erfolgt zumeist durch Vermittlung porphyrircher 
biotitreicher Gesteine vom Typus der Gangmitte am rechten 
Bodeufer (Analyse IX), indem sich eine wenige Zentimeter 
bis etwa 2 m breite Zone zwischen beide einschiebt. Alle 
Gesteinsformen gehen ohne scharfe Grenzen ineinander über 
und sind eng verschweißt-. Ganz ähnlich ist der Übergang 
zwischen dem Salbandgestein und den hellen graniti¬ 
schen Abarten, bei denen ebenfalls porphyrische Zwischen¬ 
formen verschiedener Mächtigkeit auftreten. Granite von 
wechselnder Korngröße, bis zu feinkörnig a p 1 i t artigen 
Formen hinabgehend, durchsetzen außerdem die dunkeln 
Gesteine teils gangförmig mit scharfen Grenzen, teils in 
unregelmäßigen Massen mit allmähligen Übergängen; auch 
in runden Ballen wird das dunkle Gestein vom Granit 
umschlossen. Eckige Einschlüsse von fremden Ge¬ 
steinen, Tonschiefer-Diabas-Quarz.thornfelse, gneisart'ge Ge¬ 
steine, sind überall in den zentralen Teilen der erweiter¬ 
ten Gangzone häufig, ebenso Trümer von reinem Gang¬ 
quarz. 

Über die mikroskopische Beschaffenheit der 
Quarzporphyre und Granitporphyre ist von Lossen, Rosen¬ 
büsch 4 ) und Zibkel 6 ) bereits einiges mitgeteilt. Ais Ein¬ 
sprenglinge treten neben Quarz und Mikroperthit Biotit 
und Muskovit in wechselnden, aber meist geringen Mengen 
auf. Charakteristisch ist die mannigfache strukturelle Ent¬ 
wicklung der Grundmassc, die von mikrogranitischer 
über mikropegmatitische bis zu sphärol.th'scher Ausbildung 
führt. Glas, das Lossen und Cohen zu erkennen glaubten, 

4 ) Mikroskopische Physiographie, 4. Auflage, II, S. 1, 508, 510. 

5 ) Lehrbuch der Petrographie, 2. Auflage, II, S. 180. 


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fohlt, eine Fluidaltextur parallel der Ganggrenze ist häufig. 
Beachtenswert ist, daß Muskovit in beträchtlichen Mengen 
in der Grundmasse auftritt unter Verhältnissen, die seine 
Bildung vor und während der des Quarzes erweisen. Heller 
Turmalin in Skeletten ist, wie in allen Gesteinen des Ganges, 
so auch hier reichlich vorhanden. Neu ist das Auftreten vod 
Topas in einem Salbandgetein der Gewitterklippen, wo 
er in losen Körnerreihen (bis 89 p groß) und roh skelett¬ 
förmigen Kristalloiden auftritt (Spaltbarkeit in einer 
Richtung, parallel dazu stets a', optisch zweiachsig positiv; 
yd- 626 > 1 • 618, a < 1 • 618. Danach liegt ein F armer 
HO-reicher Topas vor). 

Die dunkeln Porphyre der inneren Gangteile 
sind reicher an Biotit und Plagioklas und ärmer an Quarz. 
Der meist tief rotbraune Biotit zeigt häufig die aus La in- 
prophyren bekannte zonare Gliederung mit höherem Fe- 
Gehalt in den rundlichen Teilen. Der Plagioklas schwankt 
in seiner Zusammensetzung zwischen An 3(> . und An., 0 (Schnitte 
II M—9°, iM bis zu 29°, jl a = + 19°). Mikroperthit in 
Einsprenglingen reichlich, Quarz spärlich, zumeist in der 
Grundmasse sitzend, die teils mikrogranitisch, teils rnikro- 
pegmatitisch ist. 

Die dunkeln körnigen Gesteine der Gang- 
mittc an den Gewitterklippen sind in ihrer Mineralzusammen¬ 
setzung diesen porphyrischen Gesteinen durchaus analog; 
der strukturelle Übergang zwischen beiden verläuft konti¬ 
nuierlich in einem kurzen, z. T. nur nach Zentimeter messen¬ 
den Zwischenstück. Die Struktur ist normal hypidioraotph, 
Quarz sitzt teils in Körnern, teils in mikropeginatitischer 
Verwachsung mit Kalifeidspat in den Zwickeln der übrigen 
Gemengteile. 

Eigentümlich ist eine diesen beiden Gesteinsformen 
gemeinsame Erscheinung am Biotit. Während er stellen¬ 
weise in scharf idiomorphen homogenen KriStällchen auf¬ 
tritt, ist er an andern, und zwar ohne erkennbare Rege) 
verteilten Stellen unter Erhaltung seiner äußeren Form 
in ein sehr feinfilziges Aggregat kleinster Blättchen eines 
Biotits pseudomorphosiert, der durch seinen deutlich helleren 
Farbenton, geringeren Pleochroismus und schwächere 
Doppelbrechung auf einen geringeren Fe-Gchalt hinweist 
Der bei dieser Umwandlung freiwerdende Fe-Überschuß ist 
in Form eines lockeren Kranzes von Magnetitkö.nern um 
die im Innern der Pscudomorphosen noch oft erhaltenen 
Kerne des Mutterbiotits ausgescliieden. Ähnliche Bioiit- 


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aggregate durchsetzen auch die Plagioklase des Gesteins 
in Adern und Trümern, oder verdrängen sie zu großen 
Teilen. 

Diese Form des Biotits findet sich bezeichnender Weise 
auch in manchen der eingeschlossenen Hornfelsfragmente, 
über ihre Entstehung wird noch weiterhin zu sprechen sein. 

Mit den dunkeln, körnigen Gesteinen stehen im Zu¬ 
sammenhänge eigentümliche grobflaserige Gesteins- 
typen vom Habitus biotitreicher Augengneise; Bis 
12 mm große, meist gerundete Augen von weißem Feld¬ 
spat und ähnlich gestaltete Züge von feinkörnigem Feld¬ 
spatmosaik werden von Strähnen eines dunkeln Biotits um- 
fla8ert. Die Feldspataugen geben auf Spaltblättchen (| M 
a':P = + 16°, j. a —5,5° bis 6°; daraus ergibt sich die Zu-* 
sammensetzung An 9 — An 14 . Der Biotit ist tiefbraun, oft 
sagenitirch entmischt. Seine Zusammensetzung berechnet 
sich aus der Analyse XII (S. .121) folgendermaßen (1): 



1. 

2. 

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. . . 39,98 

38.00 

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. . . 1,22 

1,66 

AlgOg 

. . . 21,00 

17,64 

Fe.,O a . 

. . . — 

2,29 

F.*0 . 

. . . 17,68 

21,18 

MnO . . 

. . . — 

0,49 

MgO . . 

. . . 11,52 

4,12 

CaO . . 

. . . — 

1,28 

Na,0 . 

. . . — 

2,54 

K.,0 . . 

. . . 6,38 

8,53 

H’0 + . 

. . . 2,48 

2,20 

H a O— . 

... — ■ 

0,45 


100,16 100,37 


Das entspricht einem Molekularverhälinis von 6,72 
Forsterit : 8,83 Fayalit : 18,84 Muskovits'.likat. Unter 2 
ist die Zusammensetzung des von Heid analysierten Lepido- 
melans aus dem Ramberggranit angeführt. Bezeichnend ist 
die Anreicherung des MgO im Glimmer des lamprophyrartig 
zusammengesetzten Gesteins. 

Zwischen diesen in größeren Individuen entwickelten 
Gemengteilen liegt ein von B.otitblättqhen durchsetztes fein¬ 
körniges Aggregat von Plagioklaskörnern (Ausl, i M bis 
12°, i a -f 10°, entsprechend An 37 ), in dem ± parallel ge 
lagerte Blättchen von Korund sich in flaserigen Zügen 
um die Feldspataugen herumschmiegen 6 ). Ihre Dicke erreicht 
7 p, sie sind meist farblos, bisweilen etwas blaufleckig mit 

6 ) Korund ist auch aus den Harzer Kersantiten bekannt. 


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r >«, optisch negativ, n > 1 • 74. Stellenweise sind sie in 
ein feinfaseriges Aggregat starfc positiv doppelbrechender 
Säulelien von Siliimanit übergeführt. Kalifeldspat, und 
Quarz erscheinen sehr spärlich in mikropegmatitischer Ver 
wachsung zwischen den übrigen Gemengteilen. 

Die sehr variabel^ Bildungtbed ngungen innerhalb des 
Erstarrungsraumes haben also zu lokal ganz verschiedenen 
Phasen des Systems Si0 2 —A1 2 0 3 geführt. Beachtenswert ist, 
daß Quarz und Korund in den gneisartigen Gesteinen niemals 
in direkte Berührung treten. 

Vielleicht im Zusammenhang mit diesen Gesteinen, abe» 
nicht im Anstehenden beobachtet, finden sich ausgeprägt 
schieferige B i o t i t g r a n a t p 1 a g i o k I a s g e s t e i n e: 
Biotit, fuchsrot, mit oft etwas mehr ins gelbliche gehendem 
zonaren Kern, mit Einschlüssen von runden Magnetkies- 
und Apatitkörnern; Granat in großen, oft etwas zerstückelten 
Kristallen, die z. T. etwas durch hellen Biotit verglimmen, 
auch mit Biotit- und Plagiokbskörnern verwachsen sind: 
Plagioklas, stark zonar, mit oft sehr komplizierten Zwillings- 
verwachsungcn, An 3) ; ganz wenig Mikropegmatit in Zw ekeln 
zwischen den übrigen Gemengteilen. 

Die hellen granitischen Abarten innerhalb 
der Gangerweiterungszone haben trotz ihrer sehr verschie¬ 
denen Korngröße durchweg eine ganz ausgesprochene 
Neigung zur panidiomorphen Struktur; keiner der 
farblosen Gemengtci’.e zeigt eigene Kristall orm, auch die 
von Biotit und Muskovit. ist nur unvollkommen angedeutet. 
Zwischen die grob- und feinkörnigen Teile schalten sieb, 
wie bereits Lossen hervorhob, durch Orthoklaskristalle 
porphyrartige Zwischengesteine ein. 

Der Kalifeldspat ist meistens sehr stark pertkitiscb 
gestreift; vereinzelt kommt auch Mikroklin vor. Oligokias 
ist meist spärlich, Quarz in selbständigen Körnern und 
mit Kalifeldspat mikropegmatitisch verwachsen, Biotit z.'« 
in den erwähnten faserigen Aggregaten; Muskovit allgemein 
vorhanden, Titanit. in großen Kristallen, Granat in Körneri! 
selten. 

Die chemischen Verhältnisse der Bodogang- 
und Ramberggesteine ergeben die im nachstehenden zu 
sammengestellten Tabellen. Die Analysen VI und X sind der 
LossENschen Arbeit, V und IX dem Bericht von M. Koch 7 ). 


7 ) Dio Berechnung des Mineralbestandes aus diesen beiden 
Analysen führt zu keinem mit dem optischen Befund überein¬ 
stimmenden Ergebnis. 


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I, II, Vni und XI der Dissertation Held, III und IV einer 
früheren Arbeit des Verfassers 8 ) entnommen. Der Mineral¬ 
bestand ist aus den Analysen errechnet, für die Glimmer 
wurde das Olivin- ' r Muskovitsillkat zugrunde gelegt. 

Der Ramberggranit I bis III steht zwischen Nigglis 9 ) 
aplitgranitischem und engadinitischem Ty¬ 
pus; die Granitporphyre der Gangmitte, IX und XI, sind 
normalgranitisch, X yosemititisch. Die Quarz¬ 
porphyre der Salbänder gehören den gleichen Typen wie 
der Hauptzranit an, fallen aber durch ihren extrem hohen 
al-Gehalt und die zu kleinen Werte für alk ebenso aus 
der Reihe, wie die Andalusitaplite VII und VUL 

Während die Analysen der zwei Harzkersantite XIII 
und XIV zu dem normalen sauren Typu3 dieser Gesteine 
gehören 10 ), verhält sich das Gestein der Analyse XII sehr 
abweichend. Zwar ist auch hier der Gesamtcharakter 
lamprophyrisch (vgl. die Fig. S. 124), doch ist e ungewöhn¬ 
lich niedrig (c/fm = 0,09), al und alk sehr hoch, womit 
der große Al 2 0 3 Überschuß übereinstimmt. Ähnliche Weite 
finden sich bei den C u s e 1 i t e n 11 ), doch entsprechen ihnen 
bei diesen höhere si-Werte, während hier die Quarzzahl 
= —41 ist. 

Begeh ist geneigt, diese Werte bei den Cuseliten auf 
Zersetzung zurückzuführen, wodurch die ungewöhnliche Lage 
der Projektionspunkte im Konzentrationstetraeder zustande 
käme. Das vorliegende Gestein ist frisch und seine ab¬ 
weichende Zusammensetzung so nicht zu erklären. In der 
NiGGLischen Systematik wird es wohl in die lampro- 
syenitischen oder - monzoniti'schen Magmentypen 
gehören, doch sind direkt vergleichbare Gesteinsanalysen 
nicht vorhanden. 

Im OsANNschen Schema gehört das Gestein mit S 6 , 9 
a i 2 c i^ fies n 7 zum Typus Pallisade Butte, in dem durch¬ 
weg starke A 1 k a 1 i g e s t e i n e vereinigt s nd. Es liegt 
hier ein deutlicher Fall von Heteromorphie vor, der 
sein Analogon in der stofflichen Identität des ebenfalls 
lamprophyrisehen Durhachits mit Leuzitgesieinen hat. 


8 ) Jahrbuch der Preußischen Geologischen Landesanstalt 1911, 
n, S. 182. 

9 ) Niggli, Gesteins- und Mineralprovinzen, Bd. 1. 1923, 
3. 96 ff. 

10 ) Begeh, bei Niggli 1 . c. Teil VI, S. 307. 

") Bkger 1. c. Teil VI. iS. 307. 


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124 


Ein gemeinsamer Zug aller dieser Gesteine einschlie߬ 
lich der Kersantito ist ihr z. T. außergewöhnlich hoher 
Al 2 0 3 -Überschuß (AL,O a — [Ca0+Na 2 0-|-K_0]). Din- 
Träger dieses Überschusses sind in erster Linie die Glimmer, 
die, wie erwähnt, auch in den Gesteinsgrundmassen als 
Muskovit eine erhebliche Rolle spielen, ferner in einzelnen 
Vorkommen der Andalusit, der Topas und der Granat. Be 
merkenswert ist, daß die Gresteine der Wurzel trotz ihrem 
Gehalte von 3 bis 5% Andalusit durchaus nicht besonders 
stark übersättigte Typen dars eilen. Die mehrfach geäußerte 
Annahme (Lepsius, Held), daß dieser Andalusitgelialt auf 
resorbierten Tonschiefer zurückzuführen sei, ist danach 
wenig wahrscheinlich, und, sofern man diesen Vorgang in die 
schmale Ganirspalte selbst verlegt denkt, thermisch über 
haupt nicht möglich. 

Die Beziehungen der einzelnen Gesteinstypen zu 
einander gehen sehr klar aus einer Projektion der Nigg tu¬ 
schen Parameter in rechtwinkeligen Koordinaten hervor 
(vgl. die Textfigur). Das Diagramm zeigt im ganzei) 



das normale Differenti itionsschema alka’igranitiseher Mag¬ 
men; die alk-Kurve verläuft parallel der al-Kurve von 
rechts her bis zum Granit, fällt dann aber bei den Rand- 
ge- teinen trotz weiter ansteigendem al scharf ab und steigt 
wieder bei fallendem al. Dies Verhalten scheint weniger 
auf eine Zufuhr von Al 2 0 3 , als auf eine Abfuhr von 
Alkalien zu deuten. Hierfür käme eine hydrolytische Spal¬ 
tung von Alkali-Alumosilikatmolekeln in Betracht, die im 
Magma vor der Intrusion in die Gangspalte, also in eine! 


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gewissen Tiefe, stattgefunden hätte, wodurch das Alkali, 
etwa in der Form von Alkalisilikat, wie es V. M. Gold- 
schmidt 1 -) beim Stavangertypus der Injektionsmetamoiphose 
annimmt, in das Nebengestein abgestooßen wurde 13 ). Das 
so alkaliärmer gewordene Magma wurde intrudiert; in den 
Randporphyren mit ihrem Gehalt an primärem Muskovit 
liegt es in der Form vor, die es in den vom Massivgranit; 
weiter entfernten, kühleren Teilen der Spalte annahm, 
während die Bildung des Andalusits auf die Gebiete mit 
höherer Temperatur in der Nähe des Granits beschränkt 
blieb. Hierin liegt eine Analogie zu dem Auftreten vod 
Andalusit, Disthen u. a. in den Tonerdepegmatiten. 

In seinem nördlichen Trum besitzt dieser Teil des 
Bodeganges den Charakter eine3 gemischten Ganges 
mit Anreicherung der femischen Teile in der Gang¬ 
mitte, der sich vom normalen Typus derartiger Gänge 
durch die sowohl stofflich als auch strukturell ungewöhnlich 
inhomogene Art der zentralen Füllung unterscheidet. Diese 
ist nur in den tieferen Teilen des durch das Bodetal an¬ 
geschnittenen Ganges aufgeschlossen, die höheren Teile 
enthalten allein den sali teilen Quarzporphyr der Salbänder. 
Die Art des Überganges zwischen dein körnig struierten 
Teil zu den rasch erstarrten Randgesteinen zeigt, daß die 
ersteren keineswegs als fertig auskristallls.erte Bruchstücke 
einschlußartig mit in die Höhe gebracht worden sind, 
sondern im magmatischen Zustand an ihren Erstarrungs- 
ort gelangten, so daß ihre Randteile noch dem abkühlen¬ 
den Einfluß des Salbandes mit unterworfen waren. Die 
räumliche Verteilung der stofflich hO verschiedenen Bestand¬ 
massen des Ganginneren ist aber unabhängig von einem 
Einfluß solcher Art, es liegt vielmehr ein tief magmatisch 
differenzierter und gemischt intrudierter Komplex vor, 
dessen einzelne Teile am Erstarrungsort in verschieden 
vorgeschrittenem Zustand der Verfestigung angelangt rind; 
ihre endgültige Erstarrung ist, beginnend von den basischen, 
zu den saueren Typen fortgeschritten, wie das Auftreten 
von Granitgängen in den dunklen Gesteinstypen zeigt 

Die Ursache für die Ausbildung einer körnigen 
Struktur im Inneren der erweiterten Spalte mag z. T. 


lf ) Vidensk. Selskap. Skrifter, Kristiania. 1 Math.: nat Kl. 
1920, Nr. 10. 

1S ) Die reichliche Entwicklung von Albit in Trümern der 
„regionalmetamorphen Zone“ des Südharzes hängt vielleicht mit 
solchen Prozessen zusammen. 


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durch den Wärmeschutz von seiten des früh erstarrter 
Salbandes verursacht sein, wird in ihrer Hauptauswirkuim 
aber auf die Anwesenheit der in dem geschlossenen Raum 
auf gespeicherten flüchtigen Bestandteile zur iickzuf uhren 
sein. Hiermit scheint auch die eigentümliche Pseudomorpho 
sierung des Biotits durch Biotit zusammenzuhängen, die 
in die Kategorie der endomagmatischen Reaktionen zwischen 
ausgeschiedener Phase und Restflüssigkeit fällt. Der hierbei 
abgeschiedene Magnetit ist als „E i n s c h a 11 m i n e r a 1*‘ 
(„Released mineral“) im Sinne von Bo wen 14 ) zu bewerten 
Zugleich aber ergriff dieser Vorgang den Biotit in den 
unter den gleichen ^/-Bedingungen stehenden Hornfels 
einschlüsscn, die demnach, wie dies die Regel ist, da? 
Endstadium ihrer kristallinen Entwicklung schon vor der 
völligen Verfestigung des umgebenden Magmas en eicht 
hatten. 


• • 

Uber das Ineinandergreilen von Schollen- 
und Faltengebirgsbau. 

Von Herrn L. van Werveke. 

Magdeburg, 20. September 1923. 

In der Sitzung der Deutschen Geol. Ges. vom 7. März 
1923 hat Herr H. Stille in einem Vortrag über die Osning 
Überschiebung die Ansicht ausgesprochen, daß der Unter¬ 
schied zwischen Schollen- und Faltengebirge gewöhnlich 
nicht scharf sei. Herr P. Krusch äußerte sich demgegen 
über, daß beide Arten von Störungsvorgängen in vieler 
Fällen scharf geschieden seien. Er führte als Beispiel an. 
daß das Gebiet südlich der Gebirgsmasse des Brabants 
kräftige Faltungen und weitreichende Überschiebungen zeige, 
während nördlich derselben bei flacher Lagerung nur 
Schollen Verschiebungen in Frage kommen. Denselben Unter¬ 
schied erkennt man in einem S—N-Querschnitt durch Aachen 
Im mitteldeutschen Salzgebiet sind beide Arten der Ge 
birgsbildung verschwommen; es liegt ein Aus nähme verhalten 
vor. Neben der gewöhnlichen Tektonik herrscht die Salz- 

14 ) Journal of Geol. 30, 1922, S. 185. 


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tektonik, welche sich aber auf das Hangende der Salz- 
und Gipslager beschränkt und im Liegenden nicht nach¬ 
weisbar ist 1 ). 

Die scharfe Unterscheidung der Schollen- und Faltungs¬ 
gebiete rührt von Suesz her. Zu den ersteren rechnete er 
die mittelrheinischen Gebirge und die anschließenden Stufen¬ 
länder. Für die südliche Hälfte des Großherzogtums Luxem¬ 
burg, die Trierer Bucht und das nördliche Lothringen habe 
ich mich früher der Ansicht von Suesz angeschlossen. Aur 
Taf. II sowohl der Erläuterungen zur Geologischen Über¬ 
sichtskarte der südlichen Hälfte des Gioßherzogtums Luxem¬ 
burg (Straßburg 1887) als auch der Erläuterungen zur Geo¬ 
logischen Übersichtskarte des westlichen Deut sch-Lothringen 
(1887) habe ich eine Übersicht der Verwerfungen des ge¬ 
nannten Gebietes im Maßstab 1:600 000 gegeben und dazu 
bemerkt, daß Trias und Jura rings um das ältere Gebirge 
eingesunken 9eien. Die Darstellung sprach so sehr für 
die ausgesprochene Ansicht, daß sie von Suesz als Beispiel 
in das „Antlitz der Erde“ aufgenommen wurde 8 ). Ich selbst 
hatte mich aber inzwischen einer anderen Auffassung zu¬ 
gewandt und faßte Vogesen und Schwarzwald nicht mehr 
als Horste auf, sondern mit Haardt und Odenwald als Teile 
von Gewölben, die sich quer über das Rheintal erstrecken 
und durch die Mulde Pfalzburg—Langenbrücken (Kraich- 
gau) getrennt sind 3 ). In einer ganzen Reihe von Aufsätzen 
habe ich diese Ansicht weiter ausgebaut und im Jahre 
1905 schrieb ich: „Der Horsttheorie dürfen wir nunmehr 
für das ganze Reichsland die Faltentheorie in gut begründeter 
Weise gegenüberstellen“ 4 ). Da ich mich in dem Aufsatz 
„Zusammenhang von Falten und Spaden“ 6 ) zusammenfassend 
über die innige Verbindung von Falten und Spalten aus¬ 
gesprochen, will ich hier nicht näher darauf oingehen, 
sondern nur hervorheben, daß die Erscheinungen in einem 


*) Diese Zeitschr. Bd. 75, 1923, B. 8—9. 

*) Bd. 3. 2. Hälfte, Wien-Leipzig, 1909, S. 58. 

8 ) Ausflug der D. G.G. nach Buchsweiler ain 14. August 1892. 
Diese Zeitschr. Bd. 44 , 8. 577. 

4 ) Bemerkungen zu den Blättern Saarbrücken und Pfalz¬ 
burg der tektonischen Karte von Els.-Lothr. und über die Ein- 
fallsrichtung der Rheintalspalten. — Mitteil. Philomath. Ge.s. 
in Els.-Lothr., Jahrg. 13, 1905, S. 233—241. Vgl. S. 238. 

6 ) Z v. F. u. Sp. Einfallen der KhcintaJ.-jpaJten. Bemerkungen 
zu einem Aufsatz des Herrn Jon. Waltbeb über tektonische 
Druck- und Zugspalten. — Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., 
Bd. 10, H. 2, 1916, 8. 101—114. 


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Gebiet festgestellt sind, das früher als Muster eines Schollen¬ 
gebietes galt. Überzeugender als Worte wirkt die Tekto¬ 
nische Übersichtskarte des östlichen Lothringen, der Sa r- 
brücker Gegend, der Haardt und des nördlichsten Teil«; 
der Vogesen (1:400000), welche ich mehreren meiner Ver¬ 
öffentlichungen beigefügt habe K ). Es handelt sich in dem 
dargestellten Gebiet um einen innigen Zusammenhang von 
Bruchschollen und Falten. Die Spalten, welche die erstere 
erzeugt, sind, wie die Falten, durch seitlichen Druck ent¬ 
standen; lx*ide sind Teilerscheinungen eines und dcsscltien 
Vorganges. Wird dereinst eine ähnliche Karte für das 
ganze mittelrheinische Gebiet zur Verfügung stehen, so wird 
sich bestimmt zeigen, daß die für die linke Rheinseite aus¬ 
gesprochene Ansicht auch für die rechte Rheinseite ihre 
volle Gültigkeit hat 6 7 ) und daß tatsächlich für einen um¬ 
fangreichen Teil Deutschlands der Unterschied zwischen 
Schollen- und Faltengebirge nicht scharf ist. 

Aber auch das Muster der Faltengebirge, der Jura, ist, 
wenigstens in seinen nördlichen Ketten, vom Schollenbau 
betroffen, wie ich als erster durch meine geologischen Auf¬ 
nahmen zur Vorbereitung der Ausflüge der Deutschen GeoL 
Ges. im Jahre 1892 dargetan habe 8 ). Querverwerfungen 
waren bis dahin im Juragebirge unbekannt. Die erste Zeich¬ 
nung derselben veröffentlichte nach meinen Angaben Mühl¬ 
berg (Aarau) in den Eclogae geol. Helvetiae, Bd. 3, 1992 93, 
Taf. XI. Dieselbe Tafel ist dem Livret guide geologique, 
Lausanne 1894, beigefügt. Die Störungen sind auch auf 
der von Regelmann zuammcngestelltcn Schollenkarie von 
Südwestdeutschland (1:500 0C0) und auf desselben Forschers 
Geologischer Übersichtskarte von Württemberg usw. ein¬ 
getragen. Gut mit meinen Aufnahmen in der Bürgerwald¬ 
kette stimmt die Zeichnung, welche R. Gbahuann für 


6 ) Begleitworte zur Höhenschichtenkarte von Els.-Lothr., 
1:200 000. Straßburg, 1906. — Die Entstehung des Mittelrheintales 
und der mittelrheinischen Gebirge. Mitteil. Ges. f. Erdk. u. 
Kolonialwesen zu Straßburg i. Eis., H. 4, Jahrg. 1913. Taf. II, 
Straßburg, 1914. — Geologischer Wegweiser in Fragen der 
Wasserversorgung im Gebiet zwischen Maas und Mosel. Vortrag 
in Chambley. Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., BcL 10, H. 1. 
1916, Taf. I. 

7 ) L. van Webveke, Über tektonische Karten, ihre Her¬ 
stellung und Benützung sowie ihre Bedeutung für Wissenschaft 
und Praxis. — Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., Bd. 9, H. 3. 
1916, S. 383—402. 

8 ) Diese Zeitschr. Bd. 44 , S. 699. 


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diese sowie die Glaserbergkette gegeben 9 ). Wenn mich mein 
Gedächtnis nicht täuscht — meine Aufnahmeblätter stehen 
mir nicht zur Verfügung — fehlen Längsverwerfungen, die 
ich südlich von Pfirt festgestellt habe. Den Schollenbau 
•las westlich anschließenden Eisgaues hat Kabl L. Hummel 
dargestellt 10 ). 

Bezüglich der Tektonik im mitteldeutschen Salzgebiet 
will ich nur darauf hinweisen, daß ich in 1913, allerdings 
an versteckter Stelle, die Aufpressung der Salzstöcke und 
damit die verschiedene Lagerung im Hangenden und Liegen¬ 
den derselben auf Abscherung zurückgeführt habe 11 ). Die¬ 
selbe Ansicht haben wenig später, in 1914, E. Seidl für die 
Salzlager im Moltke-Schacht bei Schönebeck 1 *) und O. Renneb 
für das mittlere Leinetal ausgesprochen 13 ). 


9 ) Der Jura der Pfirt im Oberelsaß. Vorläufige Mitteil. 
Diese Zeitschr., 1918, Bd. 70, S. 62—70 miti 1 Taf. — Der Jura 
der Pfirt. Ein Beitrag zur Kenntnis der Geschichte des Ober¬ 
rheintalgrabens. N. Jahrb. f. Min., Geol. u. Pal. B. B. 44, 1920, 
S. 1—99, Zeichn. S. 30. 

i°) Die Tektonik des Eisgaues (Berner Tafeljura). Ber. 
Xaturf. Ges. Freiburg i. Br., Bd. 20, Xaumburg, 1914, S. 1—83, 
1 Taf. mit tektonischer Lagerungsskizze 1:100 000. 

11 ) Stauchungen in der Lettenkohle bei Farschweiler (Lothr.), 
verbunden mit Abscherungen. -Hinweis auf die Salzhorste Nord- 
deutschlands. — Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., 1913, 
Bd. 8, H. 3, S. 221—228. Mit 5 Zeichn. Vgl. S. 228. Die Zeich¬ 
nung ö auf S. 226 ist ein Spiegelbild zu der Zeichnung 4 auf 
Blatt 6 zu: Königsbebqbb u. Mob atu. Theoretische Grundlagen 
der experimentellen Tektonik. Diese Zeitschr. 1913, Bd. 66, 
S. 81. 

12 ) Beiträge zur Morphologie und Genesis der permischen 
Salzlagerstätten. Archiv f. Lagerstättenforschung, H. 10, Berlin 
1914. 

1S ) Salzlager und Gebirgsbau im mittleren Leinetale. Archiv 
für Lagerstättenforschung, H. 13, Berlin 1914. 

[Manuskript eingegangen am 21. September 1923.] 


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Das Alter der Sundgauschotter im Oberelsaß. 

Von Herrn L. van Wertere. 

Für das Alter der Sundgauschotter im Oberelsaß, den 
Absätzen dos ältesten Rheins im Mittelrheintal, der vor 
Basel gegen W durch die Burgundische Pforte nach der 
Saone und dem Rhöne abfloß, kamen bis vor kurzem nur 
jüngeres Pliocän und älteres Diluvium in Frage. DeeckeM 
meint, daß die Schotter obermiocän sein könnten, „weil 
damals ja weit bis in das Vorland der alpine Schotter 
vordrang, z. B. bis zum Schienberg“. Ein noch höheres Alter 
wird den Sundgauschottern durch O. von Linstow 2 ) zu¬ 
geschrieben. Es kommt für ihn wohl nur die Zeit der 
Cerithieuscliichten des Mainzer Beckens, die Wende des 
Oligocäns zum Mioeän, als „Geburtsetunde des Rheines“ 
im Mittelrheintale in Betracht. Gegen diese Altersdeutung 
sprechen zwei Beobachtungen aus dem Jahre 1911 . Auf 
einem gemeinsamen Ausflug stellten der anfangs dieses 
Jahres plötzlich verstorbene Professor Dr. Bruno Förstek 
und ich fest, daß nahe südöstlich von Pfetterhausen (11 km 
westlich von Pfirt) der älteste Rheinschotter oder Sund¬ 
gauschotter in einer Sandgrube auf der linken Seite der 
Straße nach Ottendorf von loten Vogesenschottern und 
Sanden unterlagert ist. In Gruben südwestlich von Grosnes 
— 15 km nordwestlich von Pfetterhausen, nahe der Mittel¬ 
linie der Mulde von Montbeliard —, die ich in Begleitung 
des Herrn L. Meyer in Beifort besuchte, wurden unter 
Rheinschotter, in welchem Radiolarienkiesel Vorkommen, 
durch Waschen Vogesensande gewonnen. Hier kommen 
aucli abgerollte Blöcke von Vogesensandstein und Haupt 
konglomerat bis zu einem größten Durchmesser von 0,60 m 
vor. Hummel 3 ), der sich wohl zuletzt eingehender mit den 

1) Geologie von Baden, Bd. 2, 1917, S. 563. 

2 ) Die Verbreitung der tertiären und diluvialen Meere 
Deutschlands. — Abhdl. Preuß. Geol. Landesanstalt, N. F. H. 87. 
1922, S. 170—171. 

8 ) Die Tektonik des Eisgaues (Berner Tafeljura) — Ber. 
Naturf. Ges., Freiburg i. Br., Bd. 20, 1914, S. 26—30 des Sonder 
abzuges. — In meinem Aufsatz: Der Betrag des Zusammenschubes 


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— 131 — 

von den vom Fuß der Südvogesen bis in den Jura hinein 
verbreiteten Vogesenschottern beschäftigt hat, hält es nicht 
für ausgeschlossen, daß ein Teil derselben, so im Becken 
von Tavannes, obermiocänes Alter besitzt. Hier kommen 
zwischen dem Oeninger Kalk und den oberen marinen 
helvetischen Schichten Sande mit Dinotherium bavaricum 
H. v. M. vor, die vermutlich aus den Vogesen herzuleiten 
sind. Derselbe Rest ist vom Mont Chaibut im Delsberger 
Becken bekannt. Der Hauptmasse nach sind aber die 
Vogesenschotter — sicher im Walde von Raube und bei 
Charmoille — unterpliocän, wie aus den Funden von 
Dinotherium giganteum Kaup, Aceratherium incisivum 
Kauf, Rhinoceros Schleier machen Kaup und Hipparion 
gracile Kaup, alles Formen des Unterpliocäns des Mainzer 
Beckens, hervorgeht. Ohne den Fundort anzugeben, erwähnt- 
Gbahmann 4 ) von ihm gemachte Funde von Dinotherium 
giganteum und Rhinoceros Schleiermacheri. Aus dem Walde 
von Raube besaß die Sammlung des Geologischen Institutes 
der Kaiser-Wilhelms-Universität. Straßburg einen Backen¬ 
zahn von Dinotherium giganteum. Die Sundgauschotter 
müssen, da sie diese Vogesenschotter überlagern, jünger 
als Obermiocän, wahrscheinlich aber jünger als Unter¬ 
pliocän sein, oberoligocänes bis untermiocänes Alter kann 
also nicht in Frage kommen. 

Es bleibt also nur übrig, eine Entscheidung zwischen 
Oberpliocän und ältestem Diluvium zu treffen. Bezeich¬ 
nend für die oberpliocänen Ablagerungen ist die Bleichung 
sämtlicher an ihrem Aufbau beteiligten Gesteinsgemengteile, 
die Kaolinisierung der feldspatigen Teile und die vollständige 
Entkalkung. Wohl kann auch der Sundgauschotter sehr 
tief reichende Entkalkung aufweisen, aber, in tiefen Auf¬ 
schlüssen trifft man frische Rheinschotter, die sich von 
den jüngsten Rheinschottern auf den ersten Blick nicht 
unterscheiden. Bei den pliocänen Ablagerungen sind Ent¬ 
kalkung und Bleichung eine ursprüngliche Erscheinung, die 


in den lothringischen Sätteln und Mulden. Wiederkehrende oder 
ursprüngliche Falten? (Jahresber. und Mitteilg. Oberrhein. Geol. 
Ver., N. F., Bd. 12, 1923, S. 16—19.) habe ich übersehen, die Tek¬ 
tonische Lagerungsskizze des Eisgaues 1:100000 zu erwähnen, 
die Hummel seiner Tektonik beigefügt hat. Das sei hiermit 
nachgeholt. 

4 ) Der Jura der Pfirt im Oberelsaß. Ein Beitrag zur Ge¬ 
schichte des Oberrheintalgrabens. — N. Jahrbuch f. Min., B. B. 44 , 
1920, S. 25. 

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132 


ich in 1892 auf die Einwirkung humoeer Wasser 6 ), in 1900 6 ) 
mehr allgemein auf starke Humusbildung 7 ) zurückgeführt 
habe, während die Entkalkung beim Sund gauechot ter nach¬ 
träglich von oben nach unten erfolgt ist, 'Bleichung aber 
fehlt. Im Gegensatz zu den vollständig entfärbten Bunt- 
sandsteingeröllen des Oberpliocäns haben diejenigen der 
Sundgauschotter ihre ursprüngliche rote Färbung beibehalten 
Weiße, zum Oberpliocän zu stellende Tone bilden bei 
Rüderbach, 15 km NNW von Pfirt, anscheinend das Liegende 
der Sundgauschotter, sprechen also für jüngeres Alter der¬ 
selben 8 ). Zweifel können nur die in der ebengenannten 
Mitteilung erwähnten weißen, durchaus an Oberpliocän 
erinnernden Tone erwecken, welche bei Mörnach. 4i/ 3 km 
westnordwestlich von Pfirt, über dem Sundgauschotter in 
einer Tongrube aufgeschlossen sind. „Zu beachten ist vor 
allem, ob es sich nicht um. umgeschwemmte Huppererde 9 ) 

6 ) Ausflug nach Altkirch. Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges. 
1892, S. 595. 

8 ) Benecke, Bückino, Schumacher und van Werveke, 
Geologischer Führer durch das Elsaß, Berlin 1900, S. 282. 

7 ) Ausführlicher hat sich Salomon mit der Frage der plio- 
cänen Bleichung beschäftigt. (Die Bedeutung des Pliocäns für 
die Morphologie Süddeutschlands. — Sitzungsber. Heidelberger 
Akad. Wiss., Math, naturwissensch. Kl. 1919, Abhdl. 1, S. 14—19.) 
Ernstlich kommt für ihn nur die Erklärung durch Moorbleichung 
in Frage, besonders wegen der sehr häufigen Verknüpfung 
der gebleichten Sande und Tone mit Braunkohlen, während 
Auslaugung durch humusreiche Wasser nur in beschränktem 
Maße angenommen werden kann. Veranlassung zur reichen Moor¬ 
bildung sieht er in einer vorhergegangenen Abtragung des ganzen 
Gbietes. Blocktone, wie die von Epfig, können meiner Ansicht, 
nach wohl nur durch Abtragung vorher gebleichter Gesteine ent¬ 
standen sein, als Moränen aber nicht wohl aus einem flach ab¬ 
getragenen Gebiet; stammen. Die Schotter im oberen Teil des 
Pliocäns im ünterelsaß spiechen für Wasser mit starkem Gefälle 
Moore werden sich in der Ebene und im Gebirge gebildet haben 

8 ) L. van Werveke, Pliocäne (?) Quarzsande bei Mörnach. — 
Mitteil. Philomath. Ges. in Els.-Lothr., Bd. 4, 1912, S. 769—771. 

9 ) Als Huppererde sind auch die früher von Benecke und mir 
als pliocän angesprochenen weißen Tonsande südlich von Buchs¬ 
weiler (Obereis.) zu deuten. (Mitteil. Geol. Landesanst. Els.- 
Lothr., 1893, Bd. 4, H. 2, S. XXVT.) Die Sande waren außerhalb 
ihres geologischen Verbandes beobachtet worden und waren 
in ihrer Ausbildung von den pliocänen Sonden des Unterelsasses 
nicht zu entscheiden. Erst ein neuerer Aufschluß in unmittel¬ 
barer Nähe von Buchsweiler ließ erkennen, daß sie Taschen 
im Malm ausfüllen und von Mitteloligocän überlagert sind. (Bb- 
Förster, Oberer Melanienkalk zwischen Huppererde und Fisch- 
schiefer bei Buchsweiler im Obereis. — Mitteil. Geol. Landes - 
anst. Els.-Lothr., 1909, Bd. 7, H. 1, S. 63—89.) 


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133 


liaqdelt, wodurch der Entfärbung eine geringere Bedeutung 
zukommen und die Ansicht von Gutzwilleb 10 ) zu Recht 
bestehen würde.“ Dieser ist stets in entschiedener Weise 
für ein altdiluviales Alter der Sundgauschotter eingetreten. 
Nach Fb. Wiegebs 11 ) überlagern in der Rhöneniederung 
Mastodonsande die Congeriensehichten des Plaisancien 
(Unteres Pliocän der französischen Geologen); ebenso finden 
sie sich in der Bresse und in der Franche-Oomte. „In der 
letzteren erweist das Astien (Mittleres Pliocän der fran¬ 
zösischen, Oberpliocan der deutschen Geologen), daß in 
dieser Zeit der Rhein mit Benutzung der Taler des Doubs 
und der Allaine, zwischen Delle (östlich von Montbeliard) 
und Döle, sich in die Landschaft Bresse ergoß, die sich 
nördlich von Lyon in der Saöneniederung erstreckt. Der 
Rhein lagerte hier 15 bis 20 m über dem heutigen Niveau 
der Taler eine aus Jura- und Vogesenkiesen bestehende 
Schichtenfolge ab.“ Alpine Gerolle, das kennzeichnende 
Merkmal der ältesten sowohl als auch der jüngsten Rhein¬ 
schotter sind nicht erwähnt, es kommen also wohl keine 
Rheinablagerungen in Frage. Die Angaben beruhen, wie 
mir der Verfasser mündlich mitteilte, nicht auf eigener 
Beobachtung, sondern auf der Literatur. Salomon (7, S. 20) 
läßt den Urrhein über eine im Pliocän entstandene Ab¬ 
tragungsfläche vor der im Oberpliocan erfolgten Auf¬ 
wölbung des Juragebirges durch die Burgundische Pforte 
strömen. 

Nach den Aufnahmen von Bb. Föksteb auf den Blättern 
Dammerkirch, Altkirch und Landser verläuft die nördliche 
Grenze der Sundgauschotter von Altmünsterol aus dicht 
südlich Luttern vorbei am Südfuß des Buchwaldes 
und nördlich von Mausbach vorbei gegen Dammerkirch und 
weiterhin gegen Altkirch. Westlich von Altmünsterol sah 
ich auf dem schon erwähnten Ausflug mit Herrn L. Meyer 
Sundgauschotter auf der Nordseite des Kanals an der Mühle 
von Praille, NW von Brebotte. östlich von Altkirch reichen 
die nördlichsten Sundgauschotter bis auf die Höhe 335 nörd¬ 
lich von Heiweiler und auf die Höhe südlich von Zässingen 
Von diesen Orten bis Mariastein (SW von Basel) kommt den 
Ablagerungen eine Breite von 21 km zu, ungefähr dieselbe 
Breite, welche heute die Rhein nieder ung zwischen Ensis- 


10 ) Die Gliederung der diluvialen Schotter in der Umgebung 
von Basel. — Verhdlg. Naturf. Ges. Basel, Bd. 23, 1910. S. 1. 

n ) Die Gliederung des französischen Pliocän* und Pleistoeäns. 
— Diese Zeitschr. Bd. 65, 1913, S. 387. 


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heim und Heitersheim einnimmt. Die für die Rheinscliotter 
angegebene nördliche Grenze bildet, mit Ausnahme einzelner 
inselartig hervorragender Höhen, besonders des Buchwaldes 
sowie der bis 351 und 355 m ansteigenden Teile des Höhen¬ 
zuges zwischen Daminerkirch und Aspach, zugleich die Süd¬ 
grenze von gleich hoch gelegenen, gleich zersetzten und 
deshalb wohl gleich alten Vogesenschottern. Am Nordrand 
des den Buchwald tragenden 387,1 m hohen Rückens sind 
bei Gottestal Vogesenschotter an verschiedenen Stellen h> 
der Höhe von 340 m zu sehen, und in derselben Höhe 
finden sich auf seiner Südseite Sundgauschotter bei 
St. Lippert. Gegen O sind durch Bb. Förster Vogesen- 
schotter an der Südspitze des Rückens auf dem Rebberg 
zwischen Altkirch und Illfurt in der Höhe von 3(>0 m und 
auch noch nordöstlich von Wittersdorf an der Kante der 
Höhe „Auf dem Berg“ nachgewiesen worden. Die Breite, 
in welcher sich die Vogesenschotter von Altmünsterol bis 
zu diesem letzteren Punkte erstrecken, beträgt 21 km. Sie 
kann nur durch sehr vielfache Verlegungen der Vogesen¬ 
flüsse zustande gekommen sein, ebenso wie nur sehr häufige 
Verlegungen die breite Aufschüttung der Sund gauschotter 
geschaffen haben können. Aus den Erläuterungen von 
Br. Förster zu dem nicht veröffentlichten Blatt Dammer- 
kirch (1:25 000) geht hervor, daß in der Gegend dieses 
Ortes anfangs eine Vermischung beider Schotter stattfand, 
später aber der Rhein die Vogesenflüsse, die DoLler und 
wohl auch die Thur oder beide vereint, zurückdrängte. 
Der Rhein und die Vogesenflüsse haben eine nur wenig 
unebene Fläche vorgefunden, über welche sie ihre Schotter 
als Decke ausbreifceten 12 ). Nur an der Grenze beider 
Schotter ragten die genannten Inseln heraus. Mit Rück¬ 
sicht auf die große, bis 20 m betragende Mächtigkeit der 
Schotter muß das Gelände sich wohl in schwach senkender 
Bewegung gefunden haben. Die Vogesenschotter nördlich 
der angegebenen Grenze unterscheiden sich von den süd¬ 
lichen, unterplioeänen Vogesenschottern wesentlich durch 
das starke Zurücktreten des Buntsandsteins und bezeugen 
schon dadurch ein jüngeres Alter 18 ). In einem Aufschluß 


12 ) Oberdörfer, Rich. Über den Sundgaudeckenschotter. 
— Jahresber. u. Mitteil. Oberrhein. Geol. Ver., 1920, S. 30 
und Taf. I. 

13 ) Ich vermute deshalb, daß die an Buntsandstein reichen, 
hochgelegenen Schotter, die nach Br. Förster im nördlichen 
Teile des Blattes Sentheim nur selten mit Schiefern und Labrador- 


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bei Gevenatten zwischen Daninicrkirch und Masmünstur, 
etwas mehr als mittwegs vom Austritt der Doller aus dem 
Gebirge und ihrer Einmündung: in den ältesten Rhein, an 
der Straße nach Sternenberg, findet man z. B. erst nach 
längerem Suchen ein Quarzgerölle. Porphyritische Gerölie, 
daneben Rothütelporphyr, spielen unter solchen von Grau- 
wacken und Schiefern des Unterkarbons die Hauptrolle. Die 
Gerölie sind alle stark zersetzt^ aber nicht entfärbt und 
in einer stark lehmigen Masse eingebettet. Merkwürdiger¬ 
weise fehlt Granit, trotzdem ihm im oberen Teil des Doller¬ 
tales einige Verbreitung zukommt. Ob er damals noch nicht 
freigelegt war? Diese Vogesenschotter liegen nun bei Aue, 
östlich von Masmünster, in der Höhe von 415 auf dem 
Hügel zwischen dem Hohlenstein und dem Oberen Wald 14 ) 
auf weißen und roten Tonen und Tonsanden mit Gerollen 
von Quarz und gebleichtem Quarzit, die dem Oberpliocän 
angehören. Stellenweise sind die geröllführenden Sande zu 
Sandstein verkittet. Dieser Vogesenschotter ist also jünger 
als Oberpliocän, und das gleiche Alter ist daraus für den 
Sundgauschotter abzuleiten, in den er gegen S übergeht. 
7ax dem gleichen Schluß berechtigt anscheinend der oben 
erwähnte Aufschluß bei Rüderbach. 

Die am Aufbau des Oberpliocäns beteiligten Gesteine 
sind Tone, tonige Sande und Geröllablagerungen, denen z. T. 
moränenartige Beschaffenheit zukommt 18 ). Lehm und Löß 
sind ihm fremd. Löß folgt unter Einschaltung von Sand¬ 
löß gleichförmig sowohl auf die Niederterrasse als auch 
auf die Hochterrasse des Rheins, Lehm unter Einschaltung 
ron sandigem Lehm im Moselgebiet gleichförmig auf gleich 
alte und auf ältere Schotter 18 ). Deshalb kann es keinem 

]>orphyren gemischt auf den dort anstehenden Konglomeraten 
eine äußerst dünn ausgestreute Decke bilden (Aufnahmebericht 
für 1895. Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., 1896. Bd. 4, 
H. .4, S. LXVII), nicht den dem Sundgauschotter gleichzustellenden 
Vogesenschotter n angehören, sondern älter als diese und dem 
Unterpliocän zuzurechnen sind. 

14 ) L. van Webveke, Pliocän bei Aue. Mitteil. Geolog. 
Landesanst. Els.-Lothr., 1897, Bd. 4, S. CXLH. 

18 ) Über das Pliocän des Unterelsasses. Mitteil. Geol. Landes¬ 
anst, Els.-Lothr., 1892, Bd. 3, S. 139—157. Derselbe Aufsatz 
ohne Profile im Bericht der 24. Versammlung Oberrhein. Geol. 
Vor.. 1892, S. 15—21. 

16 ) Darauf bin ich in einem dem Abschluß nahen Aufsatz: 
..Über die Entstehung der lothringischen Lehme und des mittel- 
rheinischen Lösses“ näher eingegangen. Der Aufsatz ist inzwischen 
veröffentlicht worden im Sitzungsber. d. Heidelbg. Akad. Wissensch. 
Mathem.-naturwissensch. Klasse, Abt. A, Jahrg. 1924, 5. Abh., S. 44 


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136 


Zweifel unterliegen, daß es im Rheintal auch ältere als 
die bisher bekannten Lösse gibt, mit anderen Worten, daß 
auch auf den unteren und den oberen Deckenschotter sowie 
auf den Sundgauschotter Lößabsatz gefolgt ist. Die gegen¬ 
seitige Lagerung dieser Schotter zeigt der Querschnitt, den 
ich auf S. 142 des Aufsatzes „Nochmals die Mittelterrasse 
Steinmanns, Gliederung des Lösses“ 17 ) für die Gegend unter¬ 
halb Basel gegeben habe. Hier, wo die einzelnen Schotter 
zutage gehen, wird es bei gelegentlichen günstigen Auf¬ 
schlüssen möglich sein, die den unteren und den oberen 
Deckenschotter gleichförmig überlagernden Lösse zu finden. 
Der Lehm, welcher den Sundgäuschotter überdeckt, ist aber 
wahrscheinlich aus der Zersetzung von Löß hervorgegangen, 
der sich an den Absatz dieses Schotters angeschlossen hat. 
Gutzwiller spricht von der Lehm- bzw. Lößbedeckung 
des Sundgauschotters. Oberdörfer, dem als Kriegsgeologen 
weit öfter Gelegenheit geboten war, den Sundgaulehm in 
frischen Aufschlüssen zu beobachten, als es den Friedens¬ 
geologen je möglich war, sagt, daß derselbe überall fast 
völlig entkalkt ist. An der Grenze zwischen Lehm und 
Deckenschotter wechseln häufig braune und graublaue 
Bänder eines stark verlehmten Sandes, die kleine Kiesgeröile 
führen (Oberdörfer, S. 29). Dieselbe Beobachtung hat 
Br. Förster bei Altkirch gemacht 18 ). Es schiebt sich also 
eine dem Sandlöß im Rheintal und dem sandigen Lehm in 
Lothringen vergleichbare Bildung zwischen Sundgauschottei 
und Sundgaulehm ein. Nicht nur die Ausbildung des Sund- 
gauschotters, sondern auch seine Überlagerung schließt ihn 
eng an die jüngeren, sicher diluvialen Schichten an, während 
ihn scharfe Unterschiede von den Ablagerungen des Ober- 
pliocäns trennen. Tierische oder pflanzliche Reste, welche 
eine unmittelbare Bestimmung des Alters der Sundgau¬ 
schotter gestatten würden, sind bisher nicht gefunden 
worden. Solange aber nicht durch solche das Gegenteil 
erwiesen ist, ziehe ich es aus den verschiedenen genannten 
Gründen vor, die Sundgauschotter zum Diluvium, nicht zum 
Pliocan, zu steilen. Ihre Auflagerung auf Unterpliocän bei 


17 ) Mitteil. Geol. Landesanst. v. Els.-Lothr., 1913, Bd. 8. H. 1. 
S. 142. 

18 ) Erläut. Bl. Altkirch der Geol. Karte 1:25 000, 1902, 
S. 10. Entsprechende Bildungen kommen auch, wie mir Br. 
Förster mündlich mitgeteilt hat, über den gleich alten Vogesen- 
schottern vor. 


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Pfetterhausen und Grosnes schließt ein obermiocänes oder 
prar oberoligocänes Alter aus. 

Magdeburg, 4. September 1923. 


Nachtrag. 

Gegenüber der Annahme von Salomon, daß der Ab 
Lagerung des Oberpliocäns eine flache Abtragung des Ge¬ 
bietes der mittelrheinischen Gebirge vorangegangen ist, habe 
ich mich auf Grund des Vorkommens von oberpliocänen 
Moränen bei Epfig und groben Schottern im nördlichen 
Unterelsaß in der Anmerkung 7 auf S. 132 dafür ausge¬ 
sprochen', daß im Oberpliocän in den Vogesen ein Gebirge 
vorhanden gewesen sei. Daß der Höhenunterschied zwischen 
Gebirge und Vorland damals aber weniger bedeutend als 
heute gewesen ist und beträchtliche nachpliocäne Ver¬ 
schiebungen vor sich gegangen sind, habe ich S. 157 meines 
Aufsatzes „Über das Pliocän des Unterelsaß“ 19 ) ausge¬ 
sprochen. Xachpliocän sind auch die Verwerfungen, die 
K. Boden 20 ) am Nordwestabhang der Vogesen nachgewiesen 
hat, denn sie haben Oberpliocän, das auf einer Einebenungs- 
fläche abgesetzt worden war, und Trias in gleichem Maße 
betroffen. Man erkennt dies am deutlichsten, wenn man 
in dem Querschnitt, den Boden auf S. 253 gegeben hat, die 
Verwerfungen ausschaltet; die aus der Aufwölbung des 
Vogesonsattels hervorgegangene Schrägstellung der tri&di- 
schen Schichten (Einfalien 1.73%) ist älter als die Ver¬ 
werfungen und das Pliocän. Die tektonischen Stauchungen 
hatten, wie Boden annimmt, im wesentlichen vor der Ab¬ 
lagerung des Oberpliocäns ihren Abschluß gefunden. 
„Stellenweise überdauerten aber die Gebirgsbewegungen das 
Pliocän und gaben auch den Bildungen dieser Periode 
schwache Neigungswinkel.“ (S. 256). Neuerdings hat nun 
auch Salomon 21 ) sich davon überzeugt, daß zum mindesten 
die Hauptteile des Schwarzwaldes, des Waagen waldes und 

19 ) Mitteil. d. Geol. Landesanstalt v. Els.-Lothr., 1892, Bd. 3, 
H. 2, S. 139—157. 

*°) Die pliocänen Ablagerungen im Gebiet des Oberlaufes der 
Verouze in Lothringen. — Sitzungsber. d. Bayer. Akad. Wissensch., 
Mathem.-phys. Kl., Jahrg. 1919, S. 229—267. 

ai ) Die Intensitäten alluvialer und diluvialer geologischer Vor¬ 
gänge und ihre Einwirkung auf die pliocane Rumpffläche des 
Kraichgaues und Odenwaldes. — Sitzungsber. d. Heidelberger Akad* 
Wissensch., Mathem.-naturw. Kl., Abt. A, Jahrg. 1924, 3. Abhdl.. 
38 S. 


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138 


des schwäbischen Juras höher gelegen haben müssen als 
die Rumpffläche (S. 31), und aus dem oben erwähnten 
Vorkommen von geröllreichen und grobe Blöcke führenden 
Ablagerungen im oberen Teil des Oberplioeäns schließt er, 
„daß mindestens zur Zeit des Oberpliocäns der Wasgenwald 
als höheres Gebirge vorhanden war“ (S. 32). Dadurch ist 
erfreulicherweise nunmehr Übereinstimmung erzielt. 

Aus dem gleichen Grunde wie ich hat sich auch 
P. Kessler- 2 ) gegen Salomon ausgesprochen, was ich bei der 
Niederschrift meines Aufsatzes übersehen habe. Mit der 
Annahme eines altpliocänen, im Rheintal gegen N fließen¬ 
den Stromes, der durch eine wahrscheinlich in der Richtung 
Basel—Mülhausen—Rufach verlaufenden Wasserscheide von 
den gegen S fließenden Vogesenströmen getrennt war, kann 
ich mich nicht befreunden. Kessler weist denn auch selbst 
darauf hin, daß alpine Gerolle, welche für denselben zeugen 
könnten, nicht bekannt sind (S. 159). Er ist der Meinung, 
durch diesen altpliocänen Lauf die Entstehung von hoch¬ 
gelegenen Geländcstufen erklären zu können, die er bei 
Tannenkirch (420—460 m) und am Nordrand des Blattes 
Barr (350—380 in) festgestellt hat. Zu ungunsten des alt¬ 
pliocänen Südnordrheins spricht die Verbreitung der unter- 
pliocänen (politischen) Schwarzwaldgerölle, wie von Bux- 
TOBF sa ) und seinen Schülern nachgewiesen ist. Die Gerolle 
reichen westlich der Rheintal-Birsflexur bis in den Nord¬ 
rand des Beckens von Laufen (S. 122 bis 124) und sind nach 
Ansicht der Verfasser durch einen Fluß abgesetzt, „dessen 
Einzugsgebiet am Nordrand der Dinkelbergmasse und an 
der Südwestecke des Schwarzwaldes zu suchen ist" (8. 122 
bis 124). Geländestufen, denen z. T. eine höhere Lage zu¬ 
kommt als den von Kessler genannten, und die jünger 
sind als die vorpermische und die vortriadische Abtra- 
gungsfläche, erwähnt E. Schnaebkle 21 ). Der höchsten gehört 
das Hochfeld mit 1050—1100 m Höhenlage an. 

Magdeburg, 28. September 1924. 


22 ) Geologische Beobachtungen im Reichsland. — Zeitschr. «1. 
Deutsch. Gcol. Ges., Bd. 71, 1919, Abhdl., S. 162. 

23 ) A. Buxtorf und R. Koch, Zur Frage der Püocänbildungen 
im nordschweizerischen Juragebirge. — Verhdl. d. Naturf. Ge*. 
Basel, Bd. 31, 1919—1920, Basel 1920, S. 113—132. 

24 ) L’äge des surfaces d’erosion sur le massif du Champ du 
feu. — Bullet. Service geol. d’Alsace et de Lorraine, Bd. 1. 
H.2, 1923, S. 131—143. 


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Postbasaltische und rezente Schubbewegungen 
auf Überschiebungsklüften im Rheinischen 
Schiefergebirge. 

Von Herrn H. Quibing in Berlin. 

(Mit 2 Textfiguren.) 

Wie die Flözkarte zeigt, verlaufen in den regional 
gefalteten Karbonschichten am Nordrand des Rheinischen 
Schiefergebirges im Streichen der Schichten fast ausschließ- 
iich Druckstörungen (Überschiebungsklüfte, Schaufel¬ 
flächen), während Zugstörungen (Sprünge) meist quer 
dazu gerichtet sind. Diese Tatsache kann eine mehrfache 
Deutung finden; sie läßt sich u. a. 1 ) durch die Annahme 
erklären, daß auch während der postkarbonischen Zerrungs¬ 
phasen, die zur Entstehung der Sprünge geführt haben, 
das Gebirge einem latenten Druck in SO—NW-Richtung 
ausgesetzt gewesen ist, der das Auf reißen von Spalten 
quer zum gefalteten Gebirge, jedoch nicht im Gebirgs¬ 
streichen gestattet hat. Die an sich flächenhafte Zer¬ 
rung ist so zu einer gerichteten (linearen oder 
polaren) geworden. 

Diesem Deutungsversuch stellte vor einiger Zeit 
K. Lehmann 2 ) eine andere Erklärung entgegen. Er vertritt 
die Anschauung, daß die „gerichtete“ Zerrung nicht aus 
flächenhafter Zerrung entstanden, sondern von vornherein 
linear gewesen sei, ausgegangen von dem im Mesozoicum 
gebildeten Saxonisclien Trog. Die Quersprünge Westfalens 
seien parallele Randstörungen dieses quer zur varistischen 
(ieosvnclinale angeordneten bedeutenden Senkungsfeldes. 

In eine Erörterung der Frage einzutreten, ob der 
„saxonische Trog“ als tektonisches Element bestanden und 
an der Bildung der Sprünge des westfälischen Karbon 


*) Vgl. H. Quibing, Die Entstehung der Schollen ge birge. Diese 
Zeitschr., Abhdl. 1913, S. 

*) K. Lehmann, Das tektonische Bild des rheinisch-westfä¬ 
lischen Steinkohlengebirges, Glückauf, 1920, S. 1—6, 21—26, 
41—49. 


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140 


Anteil hat, würde zu weit führen. Ich verweise auf (len 
Vortrag, den ich am 5. März 1924 in der Sitzung der 
Gesellschaft gehalten habe. Besondere Aufmerksamkeit 
verdient der Umstand, daß sehr viele stark gefaltete 
Gebirge quer zur Faltung Sprünge zeigen, und zwar auch 
dann, wenn ein Quertrog nicht vorhanden ist, daß dagegen 
im Gebirgsstreichen wohl Überschiebungsklüfte, aber nur 
ganz selten Sprünge verlaufen. Es ergibt sich daher schon 
als Wahrscheinlichkeitsschluß, daß die Richtung der Sprünge 
in einem zonaren Faltengebirge im allgemeinen zur Falten¬ 
richtung in Beziehungen stehen muß, d. h. sich annähernd 
quer zum Faltenstreichen anordnet, auch wenn die Sprünge, 
wie etwa beim Rheinischen Gebirge, als Bandstörungen 
zu großen Senkungsgebieten oder als ehemalige Horizontal¬ 
verschiebungen angelegt worden sind, sich möglicherweise 
auch der Struktur des Untergrundes angepaßt haben. 

Meine Arbeiten im Siegerlande haben nun in zwei¬ 
facher Hinsicht eine Klarstellung dieser wichtigen Frage 
ergeben. Daß Sprünge noch heute Verwerfungen und 
Schaukelbewegungen der durch sie getrennten Schollen ver¬ 
mitteln, ist bekannt. Daß aber nicht nur an Zerrungs¬ 
klüften, sondern auch an Überschiebungsklüften noch in 
posttertiärer Zeit Bewegungen stattgefunden haben, ist im 
Rheinischen Schiefergebirge erst in neuester Zeit festgestellt 
worden. 

Ich beziehe mich auf eine Beobachtung, die ich an 
einem Basaltgang auf der neunten Tiefbausohle der Grube 
„Eiserner Union“ bei Siegen gemacht und kürzlich mit¬ 
geteilt 3 ) habe. Dort wird der Basaltgang von einer etwa 
im Streichen des Gebirges verlaufenden Überschiebungskluft 
durchsetzt und um etwa 30 cm diagonal überschoben. 

Da die Überschiebungsklüfte des Siegerlandes im 
wesentlichen der karbonischen Pressungsperiode ihre Ent¬ 
stehung verdanken, ist hiermit der Beweis geführt, daß 
auch in spättertiärer und poettertiärer Zeit das Gebirge 
unter tangentialen Druckspannungen gestanden hat 

Ein Zufall hat nun kürzlich eine weitere wichtige 
Beobachtung geliefert. 

Von O. Barsch sind 1922 Schweremessungen 
unter Tage zur Wiederausrichtung verworfener Gangstücke 

3 ) H. Quiring, Beiti'äge zur Geologie des Siegerlandes. II 
Wirkungsweise und Entstehung der „Rechts-“ und „Linksver- 
werfer“ der Gänge. Jahrb. der Preuß. Geol Landcsanst.. 1921. 
S. 31. 


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141 


auf Gruben im Siegerlande ausgeführt worden. Die zu den 
Versuchen benutzte Drehwage gelangte hierbei in Quer- 
schlagen und Versuchsstrecken zur Aufstellung, die z.T. 
auf abschneidenden Klüften (Überschiebungsklüften) ge¬ 
trieben waren. 

Die beistehenden Skizzen geben die Lage der Auf¬ 
stellungspunkte und einen Streckenquerschnitt im Bereich 
des Hauptganges der Knuppschen Grube „Friedrich Wil¬ 
helm" bei Herdorf wieder: 



Der Mittagsgang wird in seinem mittleren Teil von 
zwei Überschiebungsklüften in drei Gangstücke zerlegt, die 
im Grundriß gegeneinander rechtsseitig verschoben er¬ 
scheinen. 

Drei der Aufstellungspunkte der Drehwage liegen auf 
der Überschiebungskluft B, einer in unmittelbarer Nahe der 
Überschiebungskluft A. 

Bei den Messungen zeigte sich folgendes: 

Die horizontal gestellte Wage ließ, wenn Sprengschüsse 
die Grube durchzitterten, eine plötzliche Veränderung des 
Libellenstandes erkennen, und zwar in einer ganz bestimmten 


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142 


sich stets gleiclibleibenden Weise und Richtung-. Durchweg 
erhielt die Wage eine Neigung nach NNW. Und dieses 
„Kippen“ der Wage blieb bestehen. Selbst nach Stunden 
war keine rückläufige Bewegung der Libellen zu bemerken 
Diese Beobachtung ist nicht anders zu erklären, als daß 
bei der ruckweisen Erschütterung des Gebirges durch die 
Sprengschüsse latente Spannungen im Gestein ausgelftst 
wurden, die unter Benutzung der vorhandenen Klüfte eine 
relative oder absolute Hebung des südlichen Gesteins* 



Fig. 2. Skizze des Streckenquerschnitts am Aufstellungspunkt 
der Drehwage. 

komplexes, verbunden mit horizontalem Zusammenschub, 
bewirkten. Mit anderen Worten: Dos Gebirge steht noch 
heute in SSO—NNW-Richtung unter horizontalen Druck¬ 
spannungen, die einen tektonischen ruckweisen Zusammen¬ 
schub unter Vermittlung von vorhandenen Überschiebungs¬ 
klüften dann erzeugen, wenn, wie bei Sprengschüssen, die 
Spannungen plötzlich ausgelöst werden. 

Eine weitere Präge ist 63, ob diese geringen rezenten 
Schuppungen tatsächlich regional-tektonische Bedeutung 
besitzen oder ob sie nur durch die Druckentlastung ver¬ 
ursacht werden, die mit der subaerischen Abtragung (Tal¬ 
bildung) zusammenhängt. Im Siegerland sind seit demPliocäo 
mehrere hundert Meter Sedimente — im Bereich des Siegtals 
bei Siegen z. B. rund 300 m — erodiert worden. Die Druck¬ 
entlastung beträgt demnach örtlich bis zu 1000 Atmosphären 
auf 1 qcm. Das Gestein wird daher, von der isostatischen 
Aufwärtsbewegung, die der Abtragung parallel geht, ganz 
abgesehen, gewissermaßen quellen. Diese. Aufquellung, so 
gering sie auch sein mag, löst nicht nur aufwärts gerichtete 


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143 


Druckspannungen, sondern auch Seitendrucke aus. Die Ge¬ 
steinschollen werden sich, unter Benutzung vorhandener 
Klüfte, gegeneinander verschieben, im wesentlichen unter 
Zusammenschub und Aufschuppung auf Überschiebungs¬ 
klüften. Demnach kann die festgestellte rezente Schub¬ 
bewegung auf die Druckentlastung des Gesteins durch Ab¬ 
tragung zurückgeführt werden. Unerklärt bleibt dann aber 
immer noch die einseitige Schubrichtung aus SSO, so daß 
wir bei der Deutung der Schubbewegung geotektonischer 
Ursachen wohl nicht entraten können. 

Aber wie dem auch sei: Die Tatsache, daß Teile des 
Rheinischen Schiefergebirges noch heute unter horizontalen 
Druckspannungen stehen, in einer Richtung, die identisch 
ist mit der Richtung des varistischen Faltungsdruckes, ist 
unbestreitbar. Nehmen wir ähnliche Verhältnisse für die 
postvaristische, ja für die postunterdevonische Zeit an, so 
erklärt sich zur Genüge, weshalb die verschiedenen Zer¬ 
rungsperioden, die nach der präsideritischen Faltung das 
Gebiet in Schollen zerlegt haben, wolil Sprünge annähernd 
in der Querrichtung, aber nur sehr seiten in der Längsrich¬ 
tung erzeugt haben. 


Ergebnisse: 

1. Teile des Rheinischen Schiefergebirges stehen noch 
heute unter tangentialen Druckspannungen in SSO — NNW- 
Riehtung, die gelegentlich Schubbewegungen verursachen, 
unter Vermittelung der seit der varistischen Faltung vor¬ 
handenen Überschiebungsklüfte. 

2. Das Fehlen von Sprüngen (Zerrungsklüften) in der 
Streichrichtung des Gebirges kann auf das Vorhandensein 
latenter Druckspannungen quer zum Gebirge seit der devo¬ 
nischen Faltung zurückgeführt werden. 


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144 


Neoeingänge der BibUottaek. 

Berg, G.: Der Graüit des Kiesengebirges und seine Ganggeateine. 
(Petrographische Studien.) Abh. Preuß. Geol. Landesanst., 
N. F., Heft 94. Berlin 1923. 

— Die Gesteine des Isergebirges. Aus: Jahrb. Preuß. Geoi. 
Landesanst. für 1922. XLILL. Berlin 1923. 

Blanckenuokn, Max: Das l’nteroligocän und die Melanien tone 
des mittleren Kurhessens. Aus: Jahrb. Preuß.. Geol. 
Landesanst. für 1922. XLIII. Berlin 1923. 

Dahlgrün, F.: Über Graptolithen führende Schichten im Unter 
harz. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für 1922. XLDl. 
Berlin 1923. 

— Tektonische, insbesondere kimmerische Vorgänge im mittleren 
Leinegebiete. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für 
1922. XLIII. Berlin 1923. 

Kkdmannsdörffer. 0. H.: Untersuchungen an mazedonischen 
Gesteinen. II. Die kristallinen Gesteine des Wardar-Dojran- 
gebietes. Aus: N. Jahrb. Min., BeiL-Bd. L. Stuttgart- 192S. 
Finckh. L.: Die Stellung der Gabbros und Serpentine Nieder¬ 
schlesiens und ihre Beziehungen zu den Gneisen und den 
Graniten. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für 1921. 
XLII. Berlin 1923, 

Freygang, Joachim: Gliederung und Fossilgehalt des Kupfer¬ 
schiefers. Aus: Erdmann, Jahrb. d. Halleschen Verbandes IV. 
Halle a. S. 1923. 

Fulda, Ernst: Salzspiegel und Salzhang. Aus: Zeitschr. d. 

Deutsch. Geol. Ges. 75. Berlin 1923. 

Gagel, C.: Die chemische Beschaffenheit und Unterscheidungs¬ 
möglichkeit 'der Untereocäntone und der . mitteloligocänen 
Septarientone. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für 1922. 
XLIII. Berlin 1923. 

Gothan, W .: Weitere Untersuchungen über Bildung von Braun - 
kohlenflözen. Aus: Braunkohle, Halle 1923. 

— Paläobotanische Mitteilungen (1—4). Aus: Jahrb. Preuß. Geol 
Landesanst. für 1921. XLII. Berlin 1923. 

— Karbon- und Permpflanzen. In: G. Gürich, Leitfossilien. 
3. Lfg. Berlin 1923. 

Gränzer, Josef: Quarz. Orthoklas. Albit, Chlorit, Epidot und 
Kalkspat aus Diabasklüften des Jeschkengebirges, teils in 
Pseudömorphosen nach Kalkspat. Aus: Mitt. Ver. Naturf. 
Reichenberg. 45. Reichenberg 1923. , 

Hess von Wiohdorff, H.: Beiträge zur Geschichte des ehe¬ 
maligen staatlichen Eisenhüttenwerks zu Wondollek in 
Masuren. Aus: Mitt. Literarische Ges. Masovia. 26/27. Lötzen 
1922. 

Jongmans, W., und P. Kukuk: Die Kalamariaceen des rheinisch¬ 
westfälischen Kohlenbeckens. Aus: Glückauf, 47. Essen 
1915. 


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FEB 2 6 2925 














Zeitschrift 

der 

Deutschen Geologischen Gesellschaft. 

(Abhandlungen und Monatsberichte.) 


B. Monatsberichte. 

Nr. 8-10. 76. Band. 192* 

Berlin 1925. 

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart. 


INHALT. 

Protokoll der Hauptversammlung. 

Protokoll der Sitzung am 31. Juli 1924 . 

Protokoll der wissenschaftl. Sitzung am 1. August 1924 
Protokoll der geschäftlichen Sitzung am 1. August 1924 
Protokoll der zweiten wissenschaftlichen Sitzung am 

1. August 1924 . 

Protokoll der Sitzung am 4. August 1924 . 

Protokoll der Sitzung am 5. August 1924 . 

Vorträge: 

FISCHER: Die Bildungsbedingungen des Dolomits im 

fränkischen Keuper (Titel) . 

PRATJE, 0 : Alte und junge Sedimente am Grunde 

der Nordsee . 145, 160 

lvüHSE: Eine Bodenkarte 1:3000 aus dem Danziger 

Werder (Titel) .• .*. 146 

0 KUHSE: Sedimentpetographische Mitteilungen aus dem 

Weichseldelta (Titel). 146 

KRAUS, E.; Die Tektonik des ostpreußischen Quartärs 146, 165 
MEZ: Das sero-diagnostische System des Pflanzen¬ 
reichs (Titel). 146 

ZIEGENSPECK: Über den serologischen Stammbaum 

und die Phytopaläontologie (Titel). 147 

HESS VON WICHDORFF: Nehrungsbildungen an ost¬ 
preußischen Seen und die Bedeutung der Binnensee¬ 
nehrung für das Nehrungsproblem (Titel). 152 

ERRULAT: Die Beziehungen zwischen den erdmagneti¬ 
schen Störungen und den diluvialgeologischen Ver¬ 
hältnissen in Ostpreußen (Titel). 153 

JAEKEL: Die Tektonik und Gliederung des Diluviums 

in Rügen (Titel). ... 153 

V. KLEBELSBERG: Alpine Quartärgeologie (Titel). . 153 

TROLL: DieGliederungder glazialen Landschaften (Titel) 154 

(Fortsetzung des Inhalts nächste Umschlagseite) 


bSke 

14 $, 

145 

146 

147 

152 

153 

154 


145 


Go gle 


Original f 
JNIVERSITYOF 
































Seite 


PHILIPP: Solle (Titel). 154 

SCHULZ, P.: Die Diatomeen Üora glazialer und postglazialer Tone (Titel) 154 
EITEL, W.. Neuere Anschauungen petrologischer Probleme auf 

Grund synthetischer Versuche. 154, 170 

WYSS, TH.: Die statischen Probleme der Gebirgsbildung. (Mit 


ORTMANN: Mikroskleren der Kreidespongien (Titel). 155 

SOLGER: Die Geologie als Grundlage der Heimatkunde (Titel) . . 155 

MOLDBNHAUER: Die ingenieurgeologische Baugrundkarte Danzigs 

(Titel). 156 

BERTRAM: Die geologische Umbildung des Weichseldeltas infolge 

menschlichen Eingriffs (Titel). 156 

HOLSTEIN: Das Profil durch das Weichseldelta parallel zur 

Weichsel (Titel). 156 

FREUDENREICH: Die Entstehung der Halbinsel Heia (Titel) . . 156 

buefliche Mitteilungen: 

V. BÜLOW, KURD: Zur Moornomenklatur. 189 

MOOS A.: Neue Nautilus-Schnäbel aus dem Degger und Malm 

Sc Y Habens. (Mit 2 Textfiguren). 192 

PETR. .SCHECK, W. und BERTA WILSER: Studien zur Geo- 

che nie des Inkohlungsprozesses. (Mit 5 Textfiguren). 200 

WENZ. W.: Tertiäre Verwitterungsrinden im Mainzer Becken. (Mit 

3 " extfiguren). 21 5 

WOLFF, W.. Zur Abwehr. 223 

Rechnungsabschluß . 224 


Deutsche Geologische Gesellschaft. 


Vorsitzender: 

Stellvertretende 

Vorsitzende: 

Schatzmeister: 

Archivar: 


Vorstand für das Jahr 1925 

Herr Krusch Schriftführer: Herr BAktlinq 

„ POMPECKJ ,, SOLGER 

„ BROiLi-München „ Mestwerdt 

„ Picaed „ Rimann- Dresden 

„ Dienst 


Beirat für das Jahr 1925 




Die Herren: ANDRiiE-Königsberg i. Pr., Buxtorf-B asel, CLOOs-Breslau, Erdmasn.s- 
DÖRFFER-Hannover, Faura i Sans-B arcelona, FLiEGEL-Berlin, Pe i RASCHECK-Leobeu, 
ScHUMANN-Grube Jlse, N.-L., STREMME-Danzig, Suess-Wien, WEONER-Münster 


- □ 

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende 
Adressen benutzen: 


1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an 
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bartling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128. 

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener 
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an 
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat 
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44. 

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬ 
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44 

5. Die Beiträge sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von 
Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬ 
sellschaft in Berlin N 4 beim Postscheckamt Berlin NW7 Nr. 38581 zu 
überweisen. 

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard 
Berlin N4, Invalidenstr. 44, mnzusenden. 

Go gle 



















Zeitschrift 

der 

Deutschen Geologischen Gesellschaft 


B. Monatsberichte. 

Nr. 8-10. 


1924. 


Protokoll der Hauptversammlung am 31. Juli 
und 1. August 1924 in Königsberg i. Pr. und 
am 4. und 5. August 1924 in Danzig. 

Sitzung am 31. Juli 1924 in der Aulader 

Albertus-Universität in Königsberg. 

Herr Andrüe eröffnet als Geschäftsführer um 9 30 Uhr 
die Sitzung mit einer Begrüßung der Gäste. Zur Begrüßung 
der Gesellschaft sind der Rektor der Universität, ein Ver¬ 
treter des Oberpräsidenten und der Oberbürgermeister der 
Stadt Königsberg erschienen. Auf die Begrüßungsreden 
des Geschäftsführers und der beiden erstgenannten erwidert 
als Vorsitzender der Gesellschaft Herr Keusch. Zum Vor¬ 
sitzenden der wissenschaftlichen Sitzung am 31. Juli wird 
Herr Andr^e, für die am 1. August Herr Dannenberg ge¬ 
wählt. Zu Schriftführern werden die Herren Errulat, 
Hollstein und Pietzsch ernannt und mit der Rechnungs¬ 
prüfung die Herren P. G. Krause und Thost beauftragt. 

Herr Andrer übernimmt den Vorsitz. Nach kurzen 
geschäftlichen Mitteilungen des Vorsitzenden spricht Herr 
FISCHER - München über: „Die Bildungsbedingungen des 
Dolomit» im fränkischen Keuper“. 

In der Diskussion sprechen Herr Kraus und der Vor¬ 
tragende. 

Es folgt der Vortrag des Herrn PRATJE über: „Alte 
und jnnge Sedimente am Grunde der Nordsee“ 1 ). Zu dem 
Vortrag sprechen Herr Krusch und Herr Andrer. 

i) Siehe S. 160 . 

10 


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146 


Nach einer Pause von 15 Minuten legt Herr KUHSE 
„eine Bodenkarte 1:3000 ans dem Danziger Werder“ 
vor und macht „Sedimentpetrographische Mitteilungen 
ans dem Weichseldelta“. 

An der Aussprache beteiligen sich Herr Keusch und 
der Vortragende. 

Herr KRAUS spricht über: „Die Tektonik des ost- 
prenßischen Quartärs“ 2 ). 

In der Diskussion sprechen die Herren Andere, Hess 
von Wichdobff, Loe8cher, Keusch, Errulat und der Vor¬ 
tragende. 

Darauf wurde die Sitzung um 12 i5 Uhr geschlossen, 
v. w. o. 

Andere. Pietzsch. Hollsteix. Errulat. 


Am Abend des 31. Juli fand auf Einladung der Stadt 
Königsberg i. Pr. in den Raumen des Tiergartens eine 
gesellige Zusammenkunft statt. Bei dieser Gelegenheit be¬ 
grüßte der Herr Oberbürgermeister die Gesellschaft auf 
das herzlichste in der Stadt. Der Vorsitzende Herr Keusch 
erwiderte im Namen der Gesellschaft mit den Worten des 
besten Dankes für die überaus gastfreundliche Aufnahme 
seitens der Stadt und ihrer Bürger. 


Protokoll der wissenschaftlichen Sitzung am 
1. A ugu81 1924 in der Aula der Albert us-Uni- 

v e r 8 i t ä t. 

Vorsitzender: Herr Dannenberg. 

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung um 9 20 Uhr, 
macht einige kurze geschäftliche Mitteilungen und erteilt 
Herrn MEZ - Königsberg das Wort zu seinem Vortrag über: 
„Das sero-diagnostische System des Pflanzenreichs“. Herr 


>) Siehe S. 165 . 


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147 


ZIEGENSPECK - Königsberg spricht: „Über den Serolo¬ 
gischen Stammbaum und die Phyto paläontologie“. 

An der Aussprache über beide Vorträge beteiligen sich 
die Herren Gams, Gothan und Ziegenspece. 

Hierauf wird die wissenschaftliche Sitzung unterbrochen 
und es folgt die: 

Geschäftliche Sitzung am 1. August 1924. 

Vorsitzender: Herr Kbusch. 

Der Vorsitzende macht folgende Ausführungen: 

Die satzungsgemäße Wahl des Vorstandes und Beirates 
fiel im vorigen Dezember aus, weil der Schatzmeister 
die für die Wahl erforderlichen Geldmittel nicht zur Ver¬ 
fügung stellen konnte. Die Schwierigkeiten sind damals 
den Mitgliedern mitgeteilt worden. Diese wurden auch 
davon in Kenntnis gesetzt, daß der neue Vorstand kurzer¬ 
hand durch den alten eingesetzt werden sollte, ohne daß 
eine Wahl stattfand. 

Der damalige Vorstand der Deutschen Geologischen 
Gesellschaft war sich durchaus darüber klar, daß dieses 
Verfahren nicht der Satzung entsprach. Die Not der Zeit 
zwang aber, sich über alle Hindernisse hinwegzusetzen. 

Nur ein Mitglied, Herr Oppenheim hat schriftlich 
gegen dieses Verfahren Einwendungen erhoben, allerdings 
mit dem Zusatz, daß er ihnen keine Folge zu geben beab¬ 
sichtige. Es ist deshalb Pflicht des jetzigen Vorstandes, 
die Verhältnisse der Hauptversammlung klarzulegen, ihr 
von den Ausführungen des Herrn Oppenheim Kenntnis 
zu geben und um nachträgliche Genehmigung der nicht 
satzungsgemäßen Wahl zu bitten. 

Da sich kein Widerspruch in der Versammlung gegen 
das Vorgehen des früheren Vorstandes erhebt, gilt der 
jetzige damit von der Hauptversammlung ausdrücklich trotz 
seiner satzungswidrigen Einsetzung als ordnungsmäßig an¬ 
erkannt. 

Zu Ehren des verstorbenen Mitgliedes Herrn Ober¬ 
ingenieur Bell- Königsberg erheben sich die Anwesenden. 

Als Mitglieder der Gesellschaft werden aufgenommen: 

Herr Dr. E. Sobotha in Minden i. Westf., 6. Pr. 

Pionier-Batl. 

Herr Professor F. Goehr in Glatz, Kath. Gymnasium 

10 * 


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148 


Herr Stadtbaumeister Dr. E. Buhr in Salzuflen, Oberer 
Gröchtewcg 

Herr Studienrat Dr. B. Hoffmann in Königsberg i. Pr. 

Der Vorsitzende geht dann auf die Mitglieder zahl der 
Gesellschaft ein. Sie betrug am 1. März 1922 1156. Das 
Wachstum ergibt sich aus dem nachstehenden von Herrn 
Di kn st entworfenen Bilde. Danach hatte die Gesellschaft 
im Jahre 1899 296 Mitglieder. Deren Zahl stieg all¬ 
mählich auf 708 im Jahre 1915. Von hier bis 1920 mit 
705 Mitgliedern liegen keine genauen Zahlen vor. Im 
Jahre 1920 setzte eine außerordentlich rührige Propaganda 
ein, welche bewirkte, daß im Jahre 1921 1062, 1922 1100 
und 1923 1225 Mitglieder gezählt wurden. Im Jahre 1924 
ist eine geringe Abnahme auf 1123 Mitglieder zu ver¬ 
zeichnen. Sie beruht darauf, daß viele Mitglied geworden 
sind, die nur w r enig Interesse für wissenschaftlich- 
geologische Fragen haben und infolgedessen bei erster Ge¬ 
legenheit wieder austreten. Der Wechsel der Mitglieder 
war somit auch in den letzten beiden Jahren sehr rege: 
eingetreten sind 212, ausgeschieden durch Tod, Austritt 
oder Streichung 250. Die Streichung erfolgte durch den 
Vorstand, sobald die betreffenden Mitglieder trotz wieder¬ 
holter Aufforderung mit der Zahlung ihrer Beiträge längere 
Zeit im Rückstand blieben. 

Am 1. Januar 1924 betrug die Mitgliederzahl 1123. 
Seitdem traten ein 18 und schieden aus 15 Mitglieder, 
so daß der jetzige Bestand 1126 beträgt. 

Der Archivar verliest darauf den Bericht des am Er¬ 
scheinen verhinderten Schatzmeisters. 

Namens der Kassenprüfer berichtet Herr Thost, daß 
die Bücher und Belege geprüft und in Ordnung befunden 
wurden, auf seinen Antrag wird dem Vorstand, ins¬ 
besondere dem Schatzmeister von der Versammlung Ent¬ 
lastung erteilt. 

Satzungsgemäß ist der vorjährige Beitrag von der 
Hauptversammlung zu genehmigen. Er betrug 20 810 000 
Papiermark und 1,50 Goldmark. Der Vorsitzende teilt so¬ 
dann mit, daß in diesem Jahre noch ein Ergänzungsbeitrag 
von 6 M. zur Deckung der Druckkosten eingezogen worden 
muß. Die Versammlung genehmigt die Beitragspolitik des 
Vorstandes. 

Herr Bartling hat als Schriftleiter der Zeitschrift 
folgenden Bericht eingesandt, der zur Verlesung gelangt; 


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149 


Mehr noch als im Jahre 1922 litt der Druc£ der Zeit¬ 
schrift unter der fortschreitenden Inflation. Obwohl der 
rasch zunehmenden Geldentwertung durch die gleichen 
Mittel wie im Vorjahre (Papierankauf, Überweisungen an 
die Druckerei) entgegengetreten ist, kam der Druck schlie߬ 
lich ganz ins Stocken. Die Rückstände konnten aber nach 



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150 


Eintreten stabilerer Verhältnisse im wesentlichen aufge¬ 
arbeitet werden, so daß seit der letzten Hauptversamm¬ 
lung der Jahrgang 1923 durch Herausgabe eines Heftes 
Abhandlungen und der Monatsberichte 5—10 und 11—12 
zum Abschluß gebracht wurde. Vom Jahrgang 1924 konnte 
wegen der Finanzlage der Gesellschaft bislang nur der 
Monatsbericht 1—4 ausgegeben werden. Da die reinen 
Druckkosten noch rund 60°/»> höher sind als in der Vor¬ 
kriegszeit, muß der Umfang der Zeitschrift leider noch 
stark eingeschränkt bleiben. Eine Besserung im Umfang 
und Ausstattung der Zeitschrift wird erst zu erwarten sein, 
wenn die Mitgliedsbeiträge der Höhe der Vorkriegszeit an¬ 
gepaßt und die Druckpreise weiter gesenkt werden können. 

Die Schriftleitung sieht sich gezwungen, erneut die 
Bitte an alle Autoren zu richten, ihre Manuskripte vor 
der Einlieferung so durchzuarbeiten, daß keine Änderungen 
während des Druckes mehr notwendig sind und nur die 
reinen Setzerfehler verbessert werden müssen. Da die 
Zeitschrift in Maschinensatz hergesbellt wird, kommen alle 
Korrekturen sehr teuer; sie müssen daher unbedingt ver¬ 
mieden werden. 

Herr Dienst als Archivar berichtet folgendes: 

Der Umfang der wertvollen Gesellschaftsbibliothek mag 
aus folgenden Zahlen hervorgehen: Es sind vorhanden 
420 lfde. m Zeitschriften und etwa 10000 Einzelschriften 
und Sonderabdrücke, die, soweit sie gebunden sind, 30 
lfde. m Depositorien füllen; der Best wird in 260 Separat¬ 
kästen aufbewahrt. 

Neu oder wieder aufgenommen wurde im letzten Jahre 
der Austausch der beiderseitigen Veröffentlichungen mit 
folgenden Gesellschaften: 

Sociöte Linneenne de Bordeaux, 

University of Glasgow, 

Norges geologiske Undersökelse in Kristiania, 

Lithogaea in Moskau, 

Comite geologique in Leningrad, 

Service geologique de Pologne in Warschau, 

Comite geologique d’Extröme-Orient in Wladiwostok, 
Schweizerische Geotechnische Kommission in Zürich. 

Wieder eingeleitet wurde der Austausch mit den Geo- 
logieal Survey of Canada und dem Australian Museum in 
Sydney. 


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151 


Die Gesellschaft steht mit 138 Behörden und Gesell¬ 
schaften im Austausch, noch nicht wieder aufgenommen 
ist dieser mit 28 Gesellschaften zumeist im ehemalig feind¬ 
lichen Ausland.. 

Das Protokoll über die satzungsgemäße Revision der 
Bücherei vom 3. Juni 1924 wurde zu den Akten genommen. 

Gegen diese Berichte werden keine Einwendungen er¬ 
hoben. 

Der Vorstand stellt hierauf im Einvernehmen mit dem 
Beirat den Antrag, Herrn Ho f r at Tietze in Wien, 
den tatkräftigen Organisator und langjährigen verdienst¬ 
vollen Leiter der Wiener Geologischen Reichsanstalt, zum 
Ehrenmitglied der Deutschen Geologischen 
Gesellschaft zu ernennen. Der Vorschlag wurde ein¬ 
stimmig angenommen. Noch während der Tagung in 
Königsberg wurde Herrn Tietze das Ehrendiplom über¬ 
sandt. 

Für die nächstjährige Tagung liegt nur die 
Einladung des Herrn Wegnbr in Münster in Westf. vor. 
Sie wird von der Hauptversammlung einstimmig ange¬ 
nommen. Zum Geschäftsführer wird Herr Wegnbr 
ernannt. Entsprechend einer Anregung des Herrn Hennig- 
Tübingen wird der Wunsch vieler Mitglieder zum Ausdruck 
gebracht, daß die nächstjährige Tagung nicht vor dem 
10. August beginnen soll. 

Herr Andere schlägt vor, daß der Vorstand beim 
Ministerium für Unterricht, Kunst und Wissenschaft Be¬ 
urlaubung der im Lehrberuf tätigen Mitglieder für die 
Hauptversammlungen beantragt. Zu der Frage des Zeit¬ 
punktes der Hauptversammlung sprechen die Herren Kamm¬ 
bad, Dienst und der Vorsitzende. 

Ursprünglich sollte im Jahre 1926 überhaupt keine 
Tagung stattfinden, da in diesem Jahre der Inter¬ 
nationale Geologenkongreß zu Madrid tagen 
sollte. An diesem Kongreß hat die Deutsche Geologische 
Gesellschaft ein ganz besonderes Interesse. Sie hat früher 
gegen die Zählung des Kongresses in Brüssel (XIII) pro¬ 
testiert, weil die Deutschen von diesem Kongreß ausge¬ 
schlossen waren. Es dürfte viele unserer Mitglieder 
interessieren, daß infolge des Ausschlusses Schweden, Nor¬ 
wegen und Holland keine Delegierten ihrer Regierung ent¬ 
sandt hatten. Für die Deutschen existiert also der Kongreß 
in Belgien nicht. 


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152 


Der Vorsitzende hatte sich aus diesem Grunde an 
Herrn Professor Fabrega in Madrid gewandt und ihn um 
Vermittlung gebeten, daß diesem Wunsche der Deutschen 
in Madrid bei der Zählung des neuen Kongresses Ausdruck 
gegeben werden möchte. Herr Kbusch schlug vor, von 
Madrid an überhaupt die Nummern wegzulassen, die an 
und für sich überflüssig wären; denn viele kennen wohl 
die Orte früherer Tagungen, aber nicht die Kongre߬ 
nummern. Man spricht z. B. vom Kongreß in Barcelona, 
ohne hinzuzusetzen, daß dieser der erste war. Und ebenso 
gut könnte man von dem Kongreß in Madrid usw. (ohne 
Nummer) reden. Herr Fabrega mußte leider antworten, 
daß sich der König von Spanien für die Angelegenheit 
persönlich interessiert und in allerhöchsten Erlässen schon 
die Nummer XIV gebraucht habe. Zugleich teilte Herr 
Fabrega mit, daß der internationale Kongreß in Madrid 
nicht 1925 stattfinden könne, da er mit dem Internationalen 
Geographenkongreß in Kairo — von dem die Deutschen 
übrigens auch ausgeschlossen sind — kollidieren würde, 
und da das Geologische Institut, in welchem der Kongreß 
wohl tagen soll, noch nicht fertig sei. Aus diesen Grün¬ 
den stelle sich eine Verschiebung des Kongresses um 1 Jahr 
als notwendig heraus. Die Deutsche Geologische Gesell¬ 
schaft muß sich also Mühe geben, die Zwischenzeit zu 
benutzen, um die den Deutschen in Brüssel widerfahrene 
Schmach in irgendeiner Weise wettzumachen. 

An das um die Geologie Ostpreußens hochverdiente 
Ehrenmitglied Herrn Jentzsch wird ein Begrüßungs¬ 
telegramm gesandt. 

Darauf wurde die geschäftliche Sitzung geschlossen 
v. w. o. 

Kursen Pietzsch Errui.at Holi.stein 


Protokoll der zweiten wissenschaftlichen 
Sitzung am 1. August 1924. 

Vorsitzender: Herr Dannenberg 

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung wieder und er¬ 
teilt Herrn HESS VON WICHDORFF das Wort zu seinem 
Vortrag über: „Nehrungsbildungen an ostpreußischen 


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153 


Seen und die Bedeutung der Binnenseenehruiig für das 
N ehrungsprob lern“. 

Herr ERRÜLAT spricht über: „Die Beziehungen 
zwischen den erdmagnetischcn Störungen und den di¬ 
luvialgeologischen Verhältnissen in Ostpreußen“. 

Der Vorsitzende schließt die Sitzung um 12 15 Uhr. 
v. w. o. 

Dannenberg. Pietzsch. Errulat. Hollstein. 


Protokoll der Sitzung am 4. August 1924 im 
Hörsaal 101 der Technischen Hochschule in 
Danzig-Langfuhr. 

Beginn 8 30 Uhr. 

Herr Stremme eröffnet als Geschäftsführer die Sitzung 
und begrüßt die Anwesenden. Im Namen der Technischen 
Hochschule und der Stadt heißt der Rektor der Tech¬ 
nischen Hochschule die Erschienenen willkommen. Der 
Vorsitzende Herr Krusch dankt im Namen der Gesell¬ 
schaft für die Begrüßungsworte und macht einige geschäft¬ 
liche Mitteilungen. 

Zum Vorsitzenden für die Sitzung am 4. August wird 
Herr Stremme, für den 5. August Herr Jaekel gewählt. 

Herr Stremme übernimmt den Vorsitz und macht einige 
Vorbemerkungen für die Exkursionen ,in die Umgebung 
von Danzig. 

Herr JAEKEL spricht über: „Die Tektonik und 
Gliederung des Diluviums in Rügen“. 

An der Aussprache beteiligen sich die Herren Wolfe, 
Kraus, Kraft, Krusch, Philipp und der Vortragende. 

Herr VON KLEBELSBERG spricht über: „Alpine 
Quartärgeologie“ 1 ). Zu diesem Vortrag spricht Herr 
Philipp. 


l ) Der Vortrag erscheint im Monatsbericht 11/12. 


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154 


Nach einer kurzen Pause folgt der Vortrag des Herrn 
TROLL über: „Di© Gliederung der glazialen Land¬ 
schaften“. 

An der Diskussion beteiligen sich die Herren Jaekel, 
Kraus, Wolff, Woldstedt und der Vortragende. 

Herr PHILIPP spricht über: „85Ile“. Dazu sprechen 
die Herren Krause, Kraus, Jaekel, Wolff, Gams, Troll 
und der Vortragende. 

Herr P. SCHULZ spricht über: „Die Diatomeenflora 
glazialer und postglazialer Tone“. In der Diskussion 
sprechen die Herren Gams und der Vortragende. 

Schluß der Sitzung 12*° Uhr. 


v. w. o. 

Stremme. Errulat. Hollstein. Pietzsch. 

Der Senat der Freien Stadt hatte abends zu einem 
Empfang im Artushof geladen, an dem neben zahlreichen 
Gästen die in Danzig anwesenden Mitglieder der Gesell¬ 
schaft vollständig teilnahmen. 

Nach einem Vortrage des Archivdirektors der Stadt 
Danzig über die staatsrechtliche Stellung der Stadt im 
Laufe der Jahrhunderte und nach treudeutschen Be¬ 
grüßungsworten des Präsidenten Dr. Sahm gaben die 

Herren Krusch und Jaekel dem Dank Ausdruck, den 
die Gesellschaft, für den überaus herzlichen Empfang in 
der Freien Stadt und bei ihren Bürgern empfindet. 


Protokoll der- Sitzung am 5. August 1924 i m 
H ö r s a a 1 101 der Technischen Hochschule in 
Danzig-Langfuhr. 

Beginn 8 30 Uhr. 

Herr Dannenberg eröffnet die Sitzung und übergibt 
den Vorsitz an Herrn Jaekel. 

Dieser erteilt Herrn EITEL das Wort zu seinem Vor¬ 
trag über: „Neuere Anschauungen petrologischer Pro¬ 
bleme auf Grund synthetischer Versuche“ 1 ). 

0 Siehe 8. 170 . 


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155 — 


An der Aussprache beteiligen sich die Herren Jaekel, 
Keusch, Kraus und der Vortragende. 

Herr WYHS spricht über: „Die statischen Probleme 
der Gebirgsbildung“*). 

An der Diskussion beteiligen sich die Herren Lorentz, 
Errulat, Soloer, Jaekel und der Vortragende. 

Herr ORTMANN spricht über: „Mikroskleren der 
Kreidespongien“. Dazu sprechen die Herren Jaekel und 
der Vortragende. 

Der Vorsitzende gibt bekannt, daß der Gesellschaft 
als Mitglied beizutreten wünschen: 

Herr Oberbaurat Hermann Bertram in Danzig, Fahre n- 
heitstr. 4; 

Herr cand. rer. nat. Otto Bock in Danzig, Peters¬ 
hagen 1/2; 

Herr cand. ing. Herm. von Bbaunmühl in Neurode, 
Schlesien; 

Das Mineralogisch - Geologische Institut der Tech¬ 
nischen Hochschule in Danzig-Langfuhr; 

Herr Regierungsbaumeister Freudenreich in Danzig- 
Langfuhr, Brunshofweg 1; 

Herr Dr. Erich Moldenhauer in Gleiwitz O.-S.; 

Herr Sanitätsrat Dr. Paul Ortmann in Danzig, Jopen- 
gasse; 

Fräulein Oberlehrerin Anna Rathgen in Hamburg; 

Herr Mittelschuloberlehrer Paul Schulz in Danzig, 
Schichaugasse 22; 

Herr Privatdozent Dr. Theophil Wyhs in Danzig- 
Langfuhr; 

Herr Professor Dr. Ferdinand Zunker in Breslau 16, 
Hansastr. 25. 

Die Vorgeschlagenen werden auf genommen. 

Nach einer kurzen Pause macht Herr Wegner Mit¬ 
teilungen über die nächstjährige Hauptversammlung in 
Münster i. W. und über die geplanten Exkursionen, sowie 
Herr Jaekel über die Versammlung der Paläontologischen 
Gesellschaft. 

Herr SOLGER spricht über: „Die Geologie als Grund¬ 
lage der Heimatkunde“. Dazu äußert sich der Vorsitzende. 

*) Siehe S. 172. 


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156 


Es folgt der Vortrag des Herrn MOLDENHAUER 
über: „Die ingenieurgeologische Bangrundkarte Dan¬ 
zigs". 

An der Aussprache nehmen teil die Herren Philipp, 
Stremme und der Vorsitzende. 

Hierauf trägt Herr BERTRAM vor über: „Die geo¬ 
logische Umbildung des Weichseldeltas infolge mensch¬ 
lichen Eingriffes". 

An der Diskussion beteiligen sich die Herren Jaekel, 
Gerlach, Wolff, Kraus und der Vortragende. 

Herr HOLLSTEIN bespricht im Anschluß hieran: „Das 
Profil durch das Weichseldelta parallel zur Weichsel". 

Schließlich behandelt Herr FREUDENREICH: „Die 
Entstehung der Halbinsel Heia". Dazu sprechen Herr 
Jaekel und der Vortragende. 

Nach einigen geschäftlichen Mitteilungen der Herren 
Kraus und Stremme schließt der Vorsitzende um 1 Uhr 
die Sitzung. 

v. w. o. 

Jaekel. Pietzsch Hollstein Errulat 


Vorträge. 

Alte und junge Sedimente am Grunde 
der Nordsee. 

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung der Deutschen 
Geologischen Gesellschaft in Königsberg am 31. Juli 1924.) 

Von Herrn Otto Pratje, Königsberg i. Pr. 

Die Bedeutung der gründlichen Erforschung unserer 
heimischen Meere und ihrer kartographischen Aufnahme 
vom Geologen ist schon wiederholt gewürdigt worden. Ich 
erinnere da nur an die Denkschrift von Wolff, an den 
Aufsatz von Munthe und an den entsprechenden Abschnitt 
von Andere in seiner „Geologie des Meeresbodens". In 


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157 


dieser neuesten Zusammenstellung muß der Verfasser fest¬ 
stellen, daß die bisherigen Ergebnisse leider ohne syste¬ 
matisches Vorgehen gewonnen wurden und deshalb Einzel- 
ergebnissc bleiben mußten, bei denen der Gesamtüberblick 
fehlt. Es hat seinen Grund in der Schwierigkeit der Ge¬ 
winnung der Grundproben in mehrfacher Beziehung. Ein¬ 
mal sind sie alle, mit Ausnahme der bei Ebbe trocken 
fallenden Teile des Watts, dauernd durch eine Wasserhülle 
verdeckt, und man muß zur Untersuchung die ganze Zeit 
ein Fahrzeug haben, das Geld kostet. Weiter kann man 
die Proben nicht mit Spaten, Handbohrer oder Hammer 
grewinnen, sondern man braucht kompliziertere Apparate, 
von denen der einfachste, die Dretsche, nicht einwandfrei 
genug ist und die guten, die einem Greifbagger oder einem 
abgeänderten, schweren Tiefseelot entsprechen, wieder ziem¬ 
lich teuer und schwer zu handhaben sind. Nicht selten sind 
auch Verluste zu verzeichnen, denn ein einmal verlorener 
Apparat ist kaum jemals wieder zu heben. Der Bearbeiter 
muß auch große Zeitverluste mit in Kauf nehmen, weil 
er völlig vom Wetter abhängig ist; eine längere Schlecht¬ 
wetterperiode verurteilt ihn zur Unterbrechung der „Ge- 
lämle“arbeiten, und oft steht noch tagelang hinterher eine 
derartige Dünung draußen, daß kein Arbeitswetter ist. 

Da Bodenschätze nicht zu heben waren und in erster 
Linie nur die theoretische Geologie Interesse an de» 
systematischen Untersuchungen hatte, fehlte das Geld. Erst 
in allerneuester Zeit ist ein Fortschritt zu verzeichnen, 
weil andere Zweige der Wissenschaft und verschiedene Be¬ 
hörden die Bedeutung dieser Untersuchung für ihre Zwecke 
erkannt haben und sie nun unterstützen. Wir arbeiten zu¬ 
sammen mit der Biologischen Anstalt auf Helgoland und 
mit der Marine, Herrn Marine-Oberbaurat Kur geii, ferner 
mit den Wasserbauämtern der Küstenstaaten. Leider aber 
legt diesen Behörden ihr Haushaltsplan gegenwärtig noch 
starke Fesseln auf, und so bleibt noch manche finanzielle 
Schwierigkeit zu überwinden. Zunächst haben wir mit der 
Untersuchung der Deutschen Bucht begonnen und wollen 
später unsere Grenzen weiter ziehen. Uns kommt es in 
erster Linie auf die Sedimente selber an; auf dem paiäonto- 
logisch-vergleichendem Gebiete liegt bereits eine Arbeit von 
Weigei.t und eine Reihe von Aufsätzen von Richte» vor, 
der seine Beobachtungen noch fortsetzt. 

* tte Untersuchungen sind noch nicht abgeschlossen, doch 
sind einige Ergebnisse schon erzielt und bieten vielleicht 


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— 158 — 

dieses oder jenes Bemerkenswerte für die Geologie. Ich 
bitte, diesen Bericht nur als eine Art vorläufige Mitteilung 
aufzufassen; denn zu abschließenden Ergebnissen sind noch 
viel mehr Proben zu untersuchen, müssen die Strömungen 
besonders auch am Grunde bekannt sein — ein sehr 
schwieriges Kapitel, weil Ebbe- und Flutstrom weder die 
gleiche Richtung noch die gleiche Stärke haben und außer¬ 
dem die Winde sehr modifizierend wirken. Schließlich ist 
die Senkung des Nordseegrundes und der Küsten eine für 
die Beurteilung der Sedimente überaus wichtige Erscheinung, 
die hier nur ganz kurz gestreift werden kann. 

Die Nordsee hat als Meer bereits im Tertiär zeitweise 
in größerer Ausdehnung als heute bestanden und nur im 
spätesten Tertiär und vorübergehend im Diluvium wurde die 
Sedimentation durch Trockenlegungen bzw. durch Eis¬ 
bedeckung unterbrochen, wenigstens in ihrem südlichen Teil, 
der uns heute allein interessiert. Seitdem konnten sich 
die Absätze ungehindert bilden. Da ferner die Nordsee ein 
Meeresteil ist, in den bedeutende Ströme große Mengen 
Detritus bringen, so könnte man bei der beschränkten Große 
eine kräftige und rasche Sedimentation erwarten. Unter 
ganz besonderen Verhältnissen können auch recht beträcht¬ 
liche Zahlen erreicht werden; so ist im neuen Amerika¬ 
hafen von Cuxhaven in einem Jahre 3 m Schlick abgesetzt 
worden. Handelte es sich hier auch um ein künstliches 
Becken, das als Schlickfänger funktionierte, so werden doch 
immerhin die Teile der Küste, wo Landgewinnung möglich 
ist, um 30 cm jährlich aufgeschlickt. Demnach sollte maD 
annehmen, daß wir nur jüngere und jüngste Sedimente am 
Grunde der Nordsee finden werden. 

Glücklicherweise verrät uns die Nordsee noch manches 
über ihren älteren Untergrund, wenn auch die Fort¬ 
setzung des skandinavischen Gebirges bisher noch 
nirgends beobachtet wurde, die Gümbel in den Bereich 
der Möglichkeiten zog, um die Zusammensetzung der Nord¬ 
seesande zu erklären, die durch ihre Mineralien auf glazialen 
Ursprung oder eben auf eine entsprechende untermeerische 
Fortsetzung und Zerstörung des nordischen Gebirges hin- 
deutete. 

Paläozoische Gesteine sind uns von der englischen Ost¬ 
küste bekannt, wo Karbonschichten ausstreichen und Kohlen 
gedretscht werden können. Mit den Karbonresten muß man 
jedoch vorsichtig sein, denn die Dampfer werfen die un¬ 
verbrennbaren Reste über Bord, und so findet man auf den 


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belebteren Dampferstraßen in jedem Schleppnetz, wenn es 
herauf kommt, Karbonversteinerungen neben Schlacken. 

Aus dem Mesozoikum werden die Nachweise einwand¬ 
freier; kommt doch in Helgoland ein mesozoischer Horst 
bis über die Wasseroberfläche empor und beherrscht auch 
die nächste Umgebung am Grunde. Buntsandsteinfelsen fast 
ohne jegliche Bedeckung umgeben die Insel bis zu über 10 m 
Tiefe, und die tonigen Rötschichten sind nur durch eine 
dünne Geröllage im Nord- und Südhafen verdeckt. Der 
Muschelkalk steht etwas weiter östlich an und bildet mit 
seinen harten, unteren Bänken, die dabei etwas über ihre 
Umgebung emporragen und doch vielfach! 6 bis 7 m Wasser 
bei Springebbe über sich haben, unmittelbar den Meeres¬ 
grund. Auch die weicheren, tonigen und gipsführenden 
Schichten des mittleren Muschelkalkes haben in 16 m Tiefe 
in normalen Zeiten nur eine so geringe Sandbedeckung, so 
daß sie nach günstig gerichteten Stürmen völlig freigelegt 
werden, wobei die Gipse eine stark angelöste Oberfläche 
zeigen. 

Unsicher wird die Kenntnis vom Anstehenden beim 
Jura, von dem hier und dort Gerolle am Strande liegen, 
die aber aus Geschieben herrühren können oder, wie an 
der englischen Küste, durch die Brandung vom Ufer los¬ 
gerissen werden. Die Untersuchungen Borleys haben jedoch 
Jurafossilien und Jet (Gagat) in einer verhältnismäßig 
großen Entfernung vom Ufer festgestellt, die dort wohl 
aus anstehendem Material stammen, zumal es sich mit dem 
Schichtenverlauf gut vereinbaren läßt. 

Die anstehende Kreide bildet mit Sicherheit den Meeres¬ 
boden ringförmig um Helgolands ältere Gesteine herum und 
ist mehr oder weniger ohne jüngere Sedimente bis zu Tiefen 
von über 20 m nachgewiesen. Ob noch mehr anstehende 
Kreidehorste in der Nordsee vorhanden sind, wie etwa 
das Vorkommen von Warstede bei Stade und von Itzehoe, 
ist noch nicht bewiesen, aber wahrscheinlich. Auf dem Stein¬ 
grund nordöstlich von Helgoland liegen auffallend viele, 
zum Teil recht große, häufig fladenförmige Feuersteine, 
die nicht gut einzeln in dem Geschiebemergel gesteckt haben 
können, sondern zum mindesten einer Scholle angehört 
haben müssen. 

Die Stücke aus den jüngeren Zonen sind häufiger; so 
kennen wir aus dem Tertiär drei oder vier verschiedene 
Funde von der Doggerbank, die vielleicht auf Anstehendes 
deuten; die Engländer berichten davon. Weiter ist vor der 


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160 


Themsemündung außerhalb Harwich ein Tonlager fest¬ 
gestellt, das aus anstehendem London ton besteht und so 
gut wie keine jüngere Bedeckung trägt. Auf der Düne von 
Helgoland wurde eine Limonitkonkretion, wie sie in den 
Glimmersanden des Morsumkliffs Vorkommen, gefunden. Das 
Stück liegt in Hamburg und ist durchaus typisch. Ein 
Verbreiten durch das Meer ist nicht gut möglich, so daß 
entweder ein Verfrachten durch das Eis oder ein Auswaschen 
vom Meeresgründe in Frage kommt. Mit letzterem würde 
gut übereinstimmen, daß dicht östlich der Düne mit den 
neuen Greifern Glimmertono heraufgeholt worden sind, die 
leider keine Fossilien lieferten, jedoch mit ihrer braunen 
Farbe an Miocän erinnern, vielleicht aber auch diluvial sind. 
Weiter liegen auf der Helgoländer Düne häufig Feuer¬ 
steine mit grünen Krusten, wie sie im Eocän Vorkommen. 
Auch das deutet auf freiliegendes Tertiär, das ausgewaschen 
wird. Vom Plioeän ragen mehr oder minder unbedeckte 
Teile vor der Ostküste Englands aus den jüngsten Sedimenten 
hervor, die Cragfossilien belegen es einwandfrei. Auch die 
Forestbeds von Cromer gehören hierher, von denen Teile 
unter dem Meere Hegen. 

Wie es nach dem Aufbau Norddeutschlands und der 
übrigen Küstenländer zu erwarten ist, hat das Diluvium 
bedeutenden Anteil an den älteren Nordseesedimenten, und 
zwar ist es hauptsächlich der Geschiebemergel. Er ist vor 
der englischen Küste vor Southwold und in der Deutschen 
Bucht beobachtet worden. Auf dem bereits erwähnten Stein¬ 
grund konnte er mit dem großen Greifer der Marine von 
Obermarinebaurat Krügeb heraufgeholt werden. Der Stein¬ 
grund hat seinen Namen nach den vielfach Überkopf großen 
Geschieben, die dort angehäuft. sind und teilweise aus 
nordischen Eruptivgesteinen und Gneisen, aber auch aus 
großen Feuersteinen bestehen. Ob meine frühere Ansicht, 
daß es sich beim Steingrund um eine oberflächlich ausge¬ 
waschene Endmoräne handelt, oder ob wir nicht vielmehr 
einen Tertiär- und Kreidehorst darin zu sehen haben, vermag 
ich noch nicht zu entscheiden; weitere Untersuchungen 
werden uns hoffentlich Klarheit bringen. 

Neben den durch die Gesteinsfazics charakterisierten 
Resten der Eiszeit finden wir am Grunde der Nordsee auch 
einzeln die diluvialen Leitformen. So sind von der Dogger¬ 
bank eine große Zahl von Säugerknochen mitgebracht, 
besonders in jener Zeit, als die Grundnetzfischerei 
begann. Heute sind sie weniger häufig, weil sie natur- 


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161 


gemäß nur langsam ausgewaschen werden und der auf¬ 
bereitete Vorrat erschöpft ist. Fast die gesamte Großtier¬ 
fauna konnte bestimmt werden: Mammuth, wollhaarigesNas¬ 
horn, Bison priscus f Bos primigenius, irischer Riesenhirsch, 
Renntier, Hyäne, Wolf, Biber, Bar, Pferd, Walroß und 
andere. Jedenfalls ist es eine zu große Zahl, um dorthin 
durch Strömungen verschleppt zu sein, und sie ist gleich¬ 
zeitig ein Beweis für die einst höhere Lage dieses Gebietes. 
Ein weither Beweis liegt in dem Vorkommen des untermeeri- 
schen Torfes, des „Moorlogs“ der Fischer, der „submerged 
Forests“ der Engländer, die sowohl an der englischen (nicht 
aber schottischen) Küste als besonders auf der Doggerbank 
zu finden sind, wo sie bis zu 24 m unter der Oberfläche 
liegen. Die den Küsten vorgelagerten Moore enthalten 
Betula alba , Ainus glutinosa und zahlreiche andere Pflanzen, 
die heute noch auf dem englischen Boden Vorkommen. Auf 
der Doggerbank wird ein einst etwas kälteres Klima durch 
Betula nana angezeigt. Das Auffällige bei der Doggerbank 
ist weiter, daß der Moorlog auf einem dunkelgefärbten Ton 
liegt, der stellenweise reich an marinen Schalenresten ist, 
wie Litorina rudis , Cardium edule , Paladestriad stagnales. 
Es müssen hier also wiederholte Höhenverschiebungen von 
vielleicht nur geringem Ausmaß vorgekommen sein. Der¬ 
artige Moore kennen wir auch aus der Deutschen Bucht, 
wo sie an verschiedenen Stellen festgestellt werden konnten 
und wo weiteres Material gesammelt wird. An den deut¬ 
schen Küsten heißt der angeschwemmte Torf Meertorf, der 
manchmal vom Abbruch der Küste herrührt, zum Teil aber 
bestimmt am Meeresboden ansteht. Der „Tuul“, eine ent¬ 
sprechende Bildung vor und auf Sylt wird von einigen 
Autoren noch ins Pliocän gestellt. Auf Helgoland haben 
wir eine weitere Bezeichnung: „Töck“, das ist ein Torflager 
im Nordhafen in 6 bis 8 m Tiefe mit Resten von Caprinus 
betulus y Quereus, Ainus , Acer campestris , Pinus und 
anderen. Daneben lagert ein kalkhaltiger Mergel mit zahl¬ 
reichen nicht marinen Schnecken, der an den ostpreußischen 
Haffmergel bzw. an Seekreide erinnert. Dies sind nach den 
Schnecken postglaziale Bildungen, die aber doch noch zu den 
älteren Ablagerungen gehören. 

Anschließend sind auch die Reste von Tapes aureus 
var. eemiensis zu erwähnen, über die Wolff in dieser Zeit¬ 
schrift berichtet hat und deren Fundorte ich durch Hinzu¬ 
fügen von Wangeroog vermehren kann. Die Tapes-Schichten 
sind auf Texei sicher anstehend bekannt, werden auch sonst 

li 


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162 


bei den friesischen Inseln untermeerisch angeschnitten sein, 
wie sicher im Vortrapptief an der Südspitze von Sylt, und 
werfen die Eemlcitform an den Strand. 

Damit wollen wir die Übersicht über die älteren Sedi¬ 
mente abschließen, denn die alluvialen Absätze bilden eine 
Gruppe für sich. Leider ist es bisher noch nicht geglückt, 
ein Kriterium für das Alter der verschiedenen alluvialen 
Absätze zu finden, die Diatomeen versagen nach den Unter¬ 
suchungen von Bhockmenn leider. Ebenso reichende Fora¬ 
miniferen nicht aus, und der Kalkgehalt kann nicht, wie bei 
den Marschen herangezogen werden. Überhaupt ist zu be¬ 
rücksichtigen, daß wir nie wissen, ob wir unberührten Boden 
herauf bringen. In der Nordsee fischen 2000 Fischdampfer 
mit Grundnetzen, deren Scherbretter den Boden oft 20 cm 
oder mehr auf pflügen. Also Älteres und Jüngeres wird 
gemischt. Wenn wir erst unsere Stechlote derartig vervoll¬ 
kommnet haben, daß wir auch in der sandigen Nordsee 
i/ 2 bis 1 m senkrecht herausstanzen können, werden wir 
vielleicht eher die Altersunterschiede festlegen können. 
Heute zeigen uns die kürzeren Stanzen bei Schlicken oben 
eine deutliche Oxydationsschicht von 1 bis 2 cm, die mehr 
oder minder scharf in die untere blau-graue Partie übergeht, 
die ihre Farbo teils der organischen Substanz, dann aber 
auch dem Einfach-Schwefeleisen verdankt. Dieses ist in 
feinster Verteilung als dunkle Körnchen vorhanden, so daß 
es so stark färbend wirken kann, ohne bedeutenden Anteil 
in Gewichtsprozenten zu haben, denn die Analysen ergeben 
immer nur Spuren bis 0,5, selten 1% Schwefelsäure. 

Was sind überhaupt die Nordseeschlicke? Wenn sie 
herauf kommen, erscheinen sie blatrschw'arz und sehr fettig, 
schmierig, also sehr tonreich. Das sind sie in der Deutschen 
Bucht, w'o sie hauptsächlich in und bei der tiefen Rinne 
südlich von Helgoland Vorkommen, keineswegs. Schlämmt 
man sie mit irgendeinem Schlämmapparat — ich benutze 
den von Kopetzky —, so bekommt man 24 bis 30% ab 
schlämmbare Teile unter 0,01 mm, die gemeinhin als Ton 
bezeichnet w T erden. Einzelne Wattenschlicke haben höhere 
Zahlen bis über 60%, doch sie haben auch besondere Ent¬ 
stehungsbedingungen. Dieser Gehalt von nur rund 25%. 
Feinstem ist schon auffällig gering für eine so schmierige 
Masse. Noch auffälliger wird das Ergebnis, wenn man mit 
dem ATTERBERGschen Schlämmzylinder weiterteiit. Dann 
bleibt nur 2% für das Feinste <0,008 mm. Betrachtet man 
die einzelnen Fraktionen unter dem Mikroskop, so erkennt 


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t63 


man, daß sie überwiegend aus Quarzsand bestehen, dessen 
einzelne Körner bald mehr, bald weniger gerundet sind und 
in deren Spalten und Vertiefungen stets, trotz langen vor¬ 
herigen Kochens, noch Tonteilchen sitzen, die sich manch¬ 
mal auch zu kleinen Körnern zusammenballen. So bleibt 
es bis hinunter auf 0,003 mm. Im Feinsten bekommt man 
nur mit dem Polarisationsmikroskop Unterschiede, die uns 
deutlich zeigen, daß die Masse keineswegs einheitlich ist, 
sondern sich aus Tonteilchen und Mineralsplitterchen zu¬ 
sammensetzt. In der Fraktion 0,006 bis 0,03 mm treten zahl¬ 
reiche Diatomeen* auf. Nicht nur Mineralkörner und Ton 
setzen die Schiicko zusammen, es kommen auch noch 
organische Stoffe hinzu. Die Humussubstanzen erreichen 
normalerweise 3 bis 6% der lufttrockenen Probe, doch dürfte 
hier bereits ein Teil verschwunden sein. Wir werden jetzt 
feucht konservierte, vergiftete Proben untersuchen, um ein¬ 
wandfreiere Zahlen zu bekommen, und diese mit einzelnen 
Analysen aus ganz frischem Material vergleichen. Ich 
glaube, wir werden zu höheren Ergebnissen kommen, wenn 
man sich klar macht, daß große Teile des Grundes in 
noch höherem Maße als beim Landboden durch den Magen 
von Tieren hindurchgew'andert ist. 

Um auf den Tongehalt zurückzukommen, so sahen wdr, 
daß keine mechanische Analyse einwandfrei ist, die chemi¬ 
schen sind es aber ebenso wenig, weil Feldspäte und andere 
Mineralien immer mit zersetzt werden. Man wird wohl 
nicht sehr fehlgehen, w'enn man für die Schlicke der Deut¬ 
schen Bucht 5 bis 10% Ton ansetzt. Ihre scheinbare Bindig¬ 
keit irn feuchten Zustande wird durch die Feinheit aller 
Komponenten hervorgerufen; sind doch 75 bis 90% und 
mehr unter 0,1 mm. Im trockenen Zustande merkt man 
ihnen bald ihren großen Sandgehalt an. Die anderen Eigen¬ 
schaften mögen heute beiseite bleiben, auch der Kalkgehalt, 
der oft 10 bis 15% in Siebproben unter 1 mm erreicht 
und hauptsächlich durch die feinst zerriebenen Mollusken - 
schalen bedingt wird. 

Über die echten Sande, zu denen alle Übergänge hinüber¬ 
leiten, ist vorläufig nicht viel zu berichten. Mineralogisch 
bestehen sie aus den gleichen Komponenten wie die nordi¬ 
schen Gesteine, welche die Grundmoräne geliefert haben. 
Auffallend sind die Unterschiede zwischen braunen und 
hellen Sanden. Mikroskopisch zeigt sich, daß die braunen 
Farben von feinsten Limonithäutchen auf den Quarzkörnern 
herrühren, die oft nur in den Spalten und Vertiefungen 

11 * 


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164 


sitzen. Zuweilen tritt auch eine Verkittung, eine primäre 
Verkrantung der Körner ein. Mit heißer Salzsäure lassen 
sich die braunen Sande bald bleichen. In der Natur scheint 
eine dauernde Bewegung den Absatz der Häutchen zu ver¬ 
hindern, denn dort, wo Sandwanderung herrscht, also längs 
der Küsten, östlich der Helgoländer Dune usw., kommt 
weißer Sand vor, während außerhalb dieser Gebiete die 
braunen Sande vorherrschen. 

Eine auffällige Erscheinung sei zum Schluß noch er¬ 
wähnt. Selbst in der nächsten Nähe von Helgoland, das 
aus tonreichem roten Buntsandstein besteht und stark in 
Abtragung begriffen ist, finden wir keine roten Schlicke 
oder Sande, trotzdem der rote Farbstoff außerordentlich 
widerstandsfähig ist. Zwischen den Schichtköpfen der 
Brandungsterrasse ist der Sand noch rot, aber etwas weiter 
draußen treffen wir schon nichts mehr. Vermutlich ist 
die abgespülte Menge im Verhältnis zum Verbreitungsgebiet 
doch zu gering — Helgoland ist nur. 0,5 km* groß —, um 
in die Erscheinung zu treten. 

Überblicken wir noch einmal die stratigraphische Zu¬ 
sammenstellung, so erkennen wir, daß in unserem Flach¬ 
meer gar nicht alles ältere durch jüngeres Material zu¬ 
gedeckt ist, daß es vielmehr Flächen gibt, die selbst in 
über 20 m Wassertiefe in Abbruch begriffen sind, und dies 
weist wieder darauf hin, daß im Steinbruch das Auskeilen 
einer Schicht, daß Schichtzerstörungen und Diskordanzen 
nicht unbedingt auf Hebungen und Trockenlegungen hin- 
weisen. Weiter zeigen die Beobachtungen, daß Faunen¬ 
mischungen keineswegs zu den größten Seltenheiten gehören 
und einzelne „Nachkömmlinge“ in jüngeren Schichten gar 
keine zu sein brauchen, sondern sekundär zum zweiten 
Male eingebettet wurden. In den Nordseesedimenten gibt 
es gelegentlich Mischungen von rezenten Formen mit solchen, 
die kambrisches bis postglaziales Alter haben. 

Die Untersuchungen der Sande und Schlicke werden erst 
später größere Gesichtspunkte ergeben, doch dürft© ihre 
Zusammensetzung schon jetzt von Interesse sein. 


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Die Tektonik des ostpreußischen Quartärs 1 ). 

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung in Königs¬ 
berg i. Pr. am 4. August 1924.) 

Von Herrn E. Kbaus in Königsberg i. Pr. 

Nach einem regionalgeologischen Überblick, in dem 
die bereits im „Geologischen Führer durch Ostpreußen" 2 ) 
auseinandergesetzten Gesichtspunkte betont wurden, konnte 
an Hand der wichtigeren Daten über quartärtektonische 
Bewegungen der Provinz gezeigt werden, daß die Gro߬ 
formen von heute in der Hauptsache nichts anderes sind 
als das derzeitige Endergebnis wechselvoller junger Boden¬ 
bewegungen. 

Dabei steht als ein Hauptproblem die Entwick¬ 
lung des Baltischen Höhenrückens voran. Wenn 
es keinen subdiluvialen „polnischen Sockel" an seinem 
Südrande gibt, wie das die Bohrungen heute dartun, so kann 
es sich nicht um den Schuttwall des auf längere Zeit an ihm 
gestauten Inlandeisrandes handeln (A. Tornquist)/ zumal 
der Höhenrücken ja auch anderwärts fortsetzt, wo ein 
Stau noch weniger annehmbar erschien, und zumal 
ein Sockel, der im letzten Interglazial längst begraben 
gewesen wäre, nicht mehr für einen langen Stillstand 
während der letzten Vereisung verantwortlich sein kann. 
Außerdem zeigen die Untersuchungen von H. Mortensen 
neuerdings 3 ), daß die Eisrandlagen der letzten Vereisung, 
die zwar in Ostpreußen annähernd dem Höhenrücken gleich¬ 
laufen, in Litauen diesen schräg überschneiden. Endlich 
ist das Eis nicht nur von Schweden, sondern auch von dem 
südöstlichen Finnland nach Ostpreußen gelangt, wie die Ge¬ 
schiebe beweisen. Wenn aber der Geschiebetransport, wie 
im heutigen Inlandeis, fast allein an der Eisbasis erfolgt, so 
konnten sich geschiebetransportierende Eisströme nicht über¬ 
kreuzen; folglich muß das Eis — m. E. aus epirogenetischen 
Gründen — einmal, von Schweden abströmend, in Ostpreußen 
zwar eine ostwestliche Front, parallel dem Höhenrücken, 


*) Kurze Inhaltsangabe; eine größere Arbeit erscheint dem¬ 
nächst in den Abhandlungen d. Preuß. Geol. Landesanst. 

2 ) Bei Gebr. Bornträger, Berlin 1924. 

3 ) „Beiträge zur Entwicklung der glazialen Morphologie 
Litauens“, Geolog. Archiv III, H. 1/2, Königsberg i. Pr., 1924. 


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- J66 — 

ein andermal aber, von Finnland und dem litauischen Hoch- 
Gebiet. herkommend, bei uns nordwest-südöstliche Rand¬ 
lagen besessen haben. Solche vermissen wir im Höhen¬ 
rücken ganz; er läßt sich somit mit den Hauptfrontrich- 
tungen, die wir fordern müssen, nicht in Einklang bringen. 
Exogen allein ist der Baltische Höhenrücken 
nicht zu deuten. 

Zwei Gruppen von Beobachtungen sind nun imstande 
darzutun, daß die i. a. als selbstverständlich gemachte 
Grundvoraussetzung der quartären Bodenruhe und weit¬ 
gehenden Reliefkonstanz durchaus nicht zutrifft, daß sich 
aber der aus exogenen Kräften allein nicht verständliche 
Höhenrücken durch Quartärtektonik ohne Schwierigkeit er¬ 
klären läßt, ja daß er durch sie erklärt werden muß. Es 
sind die Tatsachen einerseits der Rinnengruppierung, an¬ 
dererseits der Treppen alter Seeterrassen, die das zeigen. 

Die Anordnung der Rinnen in drei recht scharf 
von einander trennbaren Gruppen ist sehr deutlich: in 
Ostmasuren und im Oberland haben wir i. a. norwest- 
südöstliche Rinnenrichtung, der Nordrand dieser Stücke des 
Höhenrückens ist, namentlich wenn man dessen teilweise 
Verschleierung beim letzten Eisrückzug mit berücksichtigt 4 ), 
senkrecht darauf in SW—NO. Dazwischen zeigt West¬ 
masuren wesentlich nordsüdliche Rinnen und — auch 
wieder senkrecht dazu — einen ostwestlichen Nordrand. 
Schmelzwasser und Eis, welche diese Skulptur erzeugten, 
fließen von oben nach unten; folglich deuten die Rinnen 
die Hauptabdachungsrichtung unserer drei Höhenrücken¬ 
stücke für die Zeit der letzten Vereisung an. Die auf die 
Abdachung jeweils senkrechte Nordkante sowie die Schärfe, 
mit der die Furehungssysteme aneinander grenzen, legen den 
Gedanken nahe, die heutige Form des Großreliefs hinge in 
der Weise mit Skulpturen zusammen, daß der Höhenrücken 
eine in Einzel schollen zerbrochene und im Norden kräftiger 
aufgekippte Platte darstelle. 

Stimmt das, so müssen sich — W’enn überhaupt — 
zwischen den Teilschollen am ehesten tektonische Störungen 
nachweison lassen, denn hier fand dann kräftige Torsion 
statt. In der Tat stellen sich auf diesen kritischen Linien 
deutliche Störungsbilder ein. Sie sind a. a. O. näher be¬ 
schrieben 4 ) und brauchen hier nur erwähnt werden: am 

4 ) Kraus, Der Abschmelzungs-Mechanismus des jungdilu¬ 
vialen Eises im Gebiet des ostpreußischen Mauersees' 4 , Jahrb. 
d. Preuß. Landesanst. f. 1923, S. 238 ( 44 , Berlin 1924). 


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167 


Ostrand der Senke des Masurischen Tals (Mauersee—Spir- 
dingeee) liegt der Horst von Kutten—Kruglanken—Wid- 
minnen, am nordwestlichen Mauersee der Sattel des Blau- 
Steiner Rückens, bei Hohenstein auf der Grenzlinie zwischen 
Westmasuren und Oberland hat F. Kaunhowkn den Horst 
von Orla festgestellt. 

Zu bemerken ist dabei, daß die Zeit des Eintritts dieser 
kräftigen Bewegungen offenbar jungglazial ist. Subglazial 
müssen sich, wenigstens die östlichen Störungen, welche 
den Eisrandverlauf noch beeinflußten, und die nördlichen 
Randabbrüche, welche Toteismassen isolierten, eingestellt 
haben, unter dem Eise des letzten großen Eisvorstoßes, 
etwa der „Großen Baltischen Stillstandsphase“ von E. 
C« einitz entsprechend, d. i. gleichzeitig oder etwas nach 
jenen im saxonischen Bewegungsfeld (Rügen, Mecklenburg 
u. a.) erscheinenden baltischen Brüchen. Es existiert 
damit auch für den preußischen Anteil des 
baltischen Schildes eine jungdiluviale „Bal¬ 
tische Dislokationsphase“. 

Diese Phase unterbricht durch Schollenbildung und 
örtliche Heraushebung eine Zeit viel weiträumigerer, gleich¬ 
mäßigerer Einsenkung; denn wie a. a. O. ausgeführt ist, 
hat die sehr gesteigerte Mächtigkeit des Diluviums in der 
bis'Warschau und bis Litauen reichenden großen preußisch- 
masurischen Senkung des subdiluvialen Untergrundes in einer 
solchen diluvialen Eintiefung seinen Grund. 

Der zweite Gesichtspunkt, welcher bestimmt zur An¬ 
erkennung beträchtlicher Bodenbeweglichkeit des Quartärs 
führt, und zwar zu gleichem Ergebnis wie die glaziale 
Furchung und nachglazial, ist aus der Tatsache hochge¬ 
legener alter Seeterrassen abzuleiten, für welche 
das heutige Relief keine oder nur wenige Gegenufer bietet. 
Das Problem der Abdämmung jener postglazialer Seen 
ist aus dem jetzigen Relief, also ohne kräftige, junge Niveau¬ 
änderungen nicht lösbar. 

Über 180 m NN hoch sind diese Ufermarken auf der 
Höhe des Rückens kartiert worden; der zugehörige See 
hätte seine Ufer, das heutige Relief vorausgesetzt, über 
400 km weit bis Krakau—Jaroslau, bis nach den Sudeten 
ausgedehnt, ja bis in die Nordsee hatte sein Wasser reichen 
müssen. Nach Norden dachte man sich die Uferlinie durch 
das Inlandeis gezogen, es läßt sich aber zeigen 5 ), daß die 

5 ) E. Kraus, Abh. Pr. La. 


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168 


Uferlinien nicht mehr mit Eisseen am Eisrande in Zu¬ 
sammenhang gebracht werden dürfen. Auch der Versuch, 
den Wasserstau durch Toteis zu erklären, scheitert 
angesichts der Regelmäßigkeit der Eisrandgirlanden, der 
viel längeren Zeit, weiche für die Anlage der Brandungs¬ 
terrassen nötig ist und der ruckartigen Absenkung der 
Seespiegel. 

Weil keine Klimaänderungen von der hier notwendigen 
Zahl und Schärfe des Einsatzes denkbar erscheinen, und 
aus den anderen Gründen kann es sich nur um ruck- 
artige Bodenbewegungen handeln, weiche das 
postglaziale Seengebiet in den im Höhenrücken heute hoch- 
liegenden Stücken sukzessive emporwölbten, in den benach¬ 
barten, tieferen Räumen Unberührt ließen oder es ein- 
dellten. So wie schon unter dem Eis ging diese Hebung 
auch später wesentlich in Schollenstücken einheitlich i. a. 
ohne Sichtbare Einzelverbiegung vor sich. Nur an den 
schon vorher aktiv gewesenen Schollenrändern tauchen 
bemerkenswerterweise auch jetzt wieder die Flexuren oder 
Sprünge auf, z. B. am Kruglankener Horst und namentlich 
am Nordrand der „baltischen Platte", wie der Höhen¬ 
rücken nun auch genannt werden darf. Diese baltische 
Platte erweist sich also auch noch für die jungquartare 
Zeit, nicht nur subglazial, als ein namentlich am Nordrand, 
und zwar ruckartig auftauchendes Erdrindenstück. 

Das Problem der ostpreußischen Terrassentreppen war 
für den Vortragenden überhaupt Ausgangspunkt zu einem 
näheren Studium, da sich sehr bald herausstellte, daß hier 
mechanisch, offenbar ganz vergleichbare Verhältnisse vor¬ 
liegen, wie in dem an sich doch so gänzlich verschiedenen 
Molassetrog des Allgäu und weiter anschließender Bereiche 
des Alpenrandes 6 ). Hier wie dort ruckartige Bewegungen, 
die zu durchaus vergleichbaren Ruckgrößen einer an¬ 
scheinend in gleicher Art kontinuierlich beanspruchten, 
aber nur gelegentlich unter Bruchbildung nachgebenden 
Scholle führen. Am Alpenrand jedoch die versinkende 
Flußschotterplatte des Vorlandes, auf dem baltischen Schild 
das hochsteigende, durch den vorangegangenen Eingriff 
einer orogenctischen Phase in seinen Fugen gelöste Schollen- 
inosaik. Dort unter ruckartiger Versenkung die rhythmisch 

6 ) E. Kraus, „Sedimentationsrhythmus im Molassetrog des 
bayerischen Allgäu“, Abh. d. Naturf. Ges., Danzig, Bd. I, 1923. 
über diese Ruckbewegungen trug Verf. 1923 auf der Münchener 
Hauptversammlung der D. Geol. Ges. vor. 


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- 169 - 

regulierte Verschüttung und Häufung eines kilometer- 
mächtigen Schichtprofils, hier die Ausgrabung einer Land¬ 
schaft und Abbildung des Rhythmus in deren Antlitz. — 

Damit ist das Prinzip der ostpreußdschen Quartärtek¬ 
tonik an einem Hauptbeispiel, sind auch einige Wege zu 
ihrer Erkennung angedeutet. Einzelheiten und regionale 
Angaben enthalten die schon zitierten Arbeiten des Ver¬ 
fassers. Ais Vorposten und recht vergleichbares Modell 
der Baltischen Platte erscheint der Samlandblock mit 
seiner schon im Küstenverlauf markierten, harten Bruch¬ 
ablösung gegen N und W, mit seiner südsüdöstlichen Ab¬ 
dachung und seiner deutlichen Bruchbildung am Westrand. 
Auch ihm fehlt nicht die Terrassen treppe als Zeichen 
für den Fortschritt seiner postglazialen Hebung, aber im 
älteren Diluvium hatte er nicht Teil an der preußisch- 
masurischen Eindellung; sein Diluvium ist viel weniger 
mächtig als das im Süden. 

Als wohl gerundete Kuppel erhebt sich der ostpreußische 
Boden am Frischen Haff zu den Elbinger Höhen, 
die sich durch die Aufbiegung des interglazialen Horizonts, 
wie durch den Widerstand, den sie dem Eis entgegenstellten, 
als jungdiluvialer Hebungsraum verraten, östlich schließt 
mit schwächerer Wölbung als weiteres Hebungsfeld der 
Stablack an und jenseits der Grenze, im Litauischen, steht 
das Plateau von Hochzemaiten als noch größeres Hebungs¬ 
gebiet. Toteismassen auf früh gehobenen Plateaus, Ab¬ 
scherungen subglazialer Horste, dabei Großschollenbildung, 
Verteilung der Glazialpressungen, der Seeterrassenränder 
von heute und( manches andere ergab Hinweise auf die 
recht mannigfache Beweglichkeit des quartären Ostpreußen. 

Wichtig und dem vergleichenden Tektoniker von Be¬ 
deutung muß allgemein die Kooperation von endogenem, 
„epirogenetischem“ Normalimpuls erstens, von relativ ener¬ 
gischem und raschem Zugriff einer „orogenetischen“ Be¬ 
wegungsphase zweitens und von dem isostatischen exogen 
zu nennenden Entlastungs-Impuls des abtauenden Eises 
drittens erscheinen. Die baltische Dislokationsphase, die 
vermutlich mit der Verlagerung der nördlichen Eisscheide 
zusammenhängt, hat eine Lockerung der Kruste, damit eine 
Beschleunigung und Differenzierung des normalen Wechsels 
epirogenetischer Undationen zur Folge. Demgegenüber 
spielt die isostatische Belastung und Entlastung keine aus¬ 
schlaggebende und nur eine sekundäre Rolle. Je nachdem 


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170 


vermag sie, was hier nicht näher auseinanderzusetzen ist 7 ), 
die gleichsinnige, endogene Tendenz etwas zu befördern 
oder die ungleichsinnige zu hemmen. Als kräftiger aber 
und allein aktiv erwiesen sich für die quartäre Kruste Ost¬ 
preußens die endogenen Kräfte, sie beherr¬ 
schen die Gestaltung des Großreliefs und die 
exogenen Abläufe. — 

Durch die gesamte, mit Meeresresten wo hl bei egte Erd¬ 
geschichte hin, klopft der Pulsschlag der lebendigen Erde. 
Sollte er auf dem Festland, wo die Nachweise schwieriger 
sind, nur dann geschlagen haben, wenn etwa marine Über¬ 
flutung durch Strandlinien oder Profilbildung dies leicht 
abzulesen gestattet? 


Die neueren Anschauungen auf dem Gebiet 
der physikaUsch-chemisehen Petrologie 1 ). 

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung der Deutschen 
Geologischen Gesellschaft in Danzig am 5. August 1924.) 

Von Herrn W. Eitel in Königsberg i. Pr. 

Durch Anwendung der GißBSschen Phasenregel auf 
magmatische Systeme und natürliche Lösungen ist eine neue 
exakte Behandlung grundlegender Probleme der Petrographie 
möglich geworden. Es wird an dem einfachen Beispiel des 
Systems H 2 O gezeigt, welche Rückschlüsse in bezug auf 
das Verhalten gefrierenden Wassers bei hohen Drucken 
sich machen lassen, und wie eine gewisse maximale Spreng¬ 
wirkung dabei auch im Gestein nicht überschritten werden 
kann. An einzelnen ausgewählten Beispielen der experimen¬ 
tellen Ergebnisse amerikanischer Forscher, insbesondere des 
Geophysikalischen Laboratoriums des Carnegie-Instituts in 
Washington De. konnte der Vortragende Anwendungen auf 
spezielle Fragen der magmatischen Schmelzflüsse und ihres 
chemisch-physikalischen Charakters geben. So legte er 

7 ) In einer vergleichenden Tektonik charakteristischer und 
wohl durchforschter Räume sollen diese und weitere Grundsätze 
d. d. Verf. näher erörtert werden. 

*) Eine ausführlichere Mitteilung wird in den Abhandlungen 
dieser Zeitschrift erscheinen. 


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171 


besonderen Nachdruck auf die Darstellung der im natürlichen 
Vorkommen so charakteristischen Umwandlungen von Olivin 
in Augit, welche eine ungeheure Menge von basaltischen 
Gesteinen erkennen lassen und bei dem in der Natur so 
häufigen Falle des Kristallisations-Ungleichgewichtes zu 
„falschen Paragenesen“, wie z. B. von Olivin neben Augit 
und Quarz führen können (Typus quarzdiabasischer oder 
-gabbroider Gesteine). Besonders die schöne Untersuchung 
von Bowen über die Schmelzerscheinungen in den Systemen 
Diopsid-Albit-Anorthit und Forsterit-Anorthit-Si 0 2 zeigen uns 
an, in welcher Weise die Ungleichgewichte infolge von 
Kristaliisationsdifferentiationen den Verlauf der Erstarrung 
eines anfangs ganz einheitlichen Gesteins durch „Fraktio¬ 
nierung“ in allen Stadien eines Gabbro- bis zu einem Granit- 
aplitgestein regeln müssen. Das Prinzip der Reaktionen 
im Ungleichgewichte erklärt eine Fülle der bis dahin proble¬ 
matischsten Beobachtungen im natürlichen Gesteinsverbande, 
Ein neues und schwieriges Gebiet eröffnet sich, wenn 
man die Anwesenheit flüchtiger Komponenten, insbesondere 
von H 2 O und C0 2 mit berücksichtigen will. Hier ist die 
theoretische Erkenntnis, geleitet von dem Meisterintellekt 
eines Bakhuis Roozeboom und eines Schreinemakers bei 
weitem der Experimentaltechnik vorangeeilt. Doch sind auch 
auf diesem sehr umfangreichen und hoffnungsvollen Gebiete 
bereits Ansätze gemacht worden einerseits durch die Ver¬ 
vollkommnung der statischen Methoden unter Hinzuziehung 
geeigneter Hydro-Thermal-„Bomben“ (Versuche von Morey 
und Fenner über die Kaliumsilikate), andererseits durch 
Ausbau der älteren Versuche der Schmelzung unter Druck 
(durch Boeke und den Verfasser). Der Vortragende berichtet, 
über einige der interessanten Silikatkarbonatsysteme, die 
er untersucht hat, und die ihn zu einer Synthese des Can- 
crinits und des Spurrits, neuerdings auch eines 
Mejonits und auch eines Karbonatphosphats, des Kar¬ 
bonatapatits geführt haben. Welche Bedeutung der¬ 
artige Karbonatsilikate und -phosphate im Naturvorkommen 
besitzen, wird durch einen Hinweis auf die so merkwürdigen 
Beobachtungen von Brauns im Laacher Seegebiet sowie von 
Bröggkr im Fengebiet verdeutlicht. Das Studium der 
Kontaktmetomorphosen von Kalksedimenten an Eruptiv¬ 
gesteinen wird dadurch zu einer exakt - quantitativen 
Forschung. 


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Die statischen Probleme der Gebirgsbildung. 

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung der Deutschen 
Geologischen Gesellschaft in Danzig am 5. August 1924.) 

Von Herrn Th. Wyss in Danzig-Langfuhr. 

(Mit II Textfiguren ) 

1. Allgemeines. 

Bei der Behandlung statischer Probleme ist vor allem 
notwendig, die wirkenden Kräfte in Größe und Richtung, 
die Umstände, unter welchen sie wirken, ihre* Veränder¬ 
lichkeit und die daraus hervorgehenden dynamischen Ein¬ 
flüsse, zu kennen. Ferner müssen die Eigenschaften des 
durch diese Kräfte beanspruchten Materials bezüglich seiner 
Festigkeit auf Zug, Druck, Scheerung und seiner Ver¬ 
formung infolge der verschiedenen Spannungszustände und 
Temperatureinflüsse bekannt sein. Nur eine folgerichtige 
Erfassung der Wechselwirkung zwischen den wirkenden 
Kräften und den daraus hervorgehenden Verformungen er¬ 
möglicht es, ein tieferes Bild über die Probleme der Ge¬ 
birgsbildung geben zu können. 

In der Ingenieurtechnik befaßt sich der Statiker vor¬ 
herrschend mit Bauten, weiche für sich betrachtet nur 
geringe Verformungen als Folge der wirkenden Kräfte 
zeigen und meist auf fester unverschieblicher, oder nur 
gering verschieblicher Unterlage aufruhen. Das Material 
dieser Bauwerke ist einheitlich, die Beanspruchungen sind 
innerhalb der Elastizitätsgrenze. Überall in der Ingenieur- 
technik wird versucht, ein möglichst klares, leicht zu er¬ 
fassendes Kräftespiel zu schaffen, das möglichst frei von 
unerwünschten Nebeneinflüssen ist. Der Ingenieur weiß, 
daß die geringsten Senkungen der Auflager eines kontinuier¬ 
lichen Balkens, oder die horizontale Verschiebung der 
Widerlager eines Gewölbes außerordentlich große Änderun¬ 
gen im Spannungszustande solcher Bauwerke zur Folge 
haben und daß er solchen Einflüssen durch entsprechende 
Maßnahmen, wie z. B. durch Einschaltung von Gelenken, 
zu begegnen hat. Ebenso weiß er, daß Temperatur¬ 
änderungen vielfach einen bedeutenden Einfluß aiisüben 
und daher nach Möglichkeit in solchen Fällen Dilatations¬ 
fugen anzubringen sind. 


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173 


Die Erdrinde ist ein Bauwerk, das aus dem allge¬ 
meinen Erstarrungsprozeß hervorgegangen ist, bei welchem 
sich die Natur keine künstlichen Gelenke und Dilatations¬ 
fugen geschaffen hat. Es konnten daher die Kräfte in 
ihrer vollen Urwüchsigkeit sich Geltung verschaffen, wo¬ 
durch dieser Bau von selbst, aus innerer statischer Not¬ 
wendigkeit, seine Dilatationsfugen und Gelenke erhielt. Daß 
sich die Folgeerscheinungen der Auswirkung dieser Kräfte 
immer in den schwächsten Zonen des Bauwerkes bemerk¬ 
bar machen, ist ein Grundgesetz der Festigkeitslehre. 

Die Ergründung des Kräftespiels, das die Gestalt 
unserer Erdkruste geschaffen hat, ist eine sehr schwierige, 
weil seine Folgeerscheinungen sich nur über ein bestimmtes 
Gebiet sichtbar erstrecken, und weil wir auch da nur bis 
zu einer geringen Tiefe Einblicke haben. Im weiteren 
haben sich im Laufe der Entstehung eine Reihe von Ver¬ 
formungen überlagert, sind Veränderungen durch Ver¬ 
witterungen und Abtragungen vorgekommen, so daß eine 
Verschleierung der Tatsachen vielfach zutage tritt. Ein 
weiterer Umstand ist der, daß an Stelle eines bestimmten 
unveränderlichen Systems mit festen Unterlagen ein Ge¬ 
bilde tritt, welches je nach der Einwirkung der Kräfte 
sich dermaßen verformt, daß einerseits der Belastungs¬ 
zustand, d. h. die relative Lage der Kräfte zum Körper, 
sowie die Belastungsstärke sich ständig ändert und 
anderseits diese Verformungen beim Nachlassen der Kräfte 
nur zum geringsten Teil rückgängig gemacht werden. Struk¬ 
turveränderungen, Risse, überwundene Reibungskräfte, 
plastische Verformungen verunmöglichen eine Wiederher¬ 
stellung früherer Zustände. Alle diese vorgeführten Um¬ 
stände, sowie die hypothetischen Erklärungen der Er¬ 
kaltungsvorgänge und ihre Folgeerscheinungen, weisen 
darauf hin, daß auch in statischer Beziehung vielfach nur 
Deutungsmöglichkeiten vorliegen. 

Die statisc.hen Grundlagen. 

Als äußere Kräfte, die auf die einzelnen Teile der 
Erdkruste wirken, sind zu nennen: 

a) die Schwerkraft, welche alle Massen nach dem 
Erdmittelpunkt zu ziehen sucht; 

b) die Zentrifugalkraft, als Folge der Erd¬ 
rotation, die proportional dem Abstande des Körper¬ 
teilchens von der Rotationsachse, in senkrechter Rich¬ 
tung zu dieser nach außen wirkt; 


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174 


c) die Anziehungskräfte von anderen Himmels¬ 
körpern herstammend; 

d) die Reaktionskräfte bzw. Auflagerkräfte, 
welche vom glühenden Erdkern als Gegendrücke aus¬ 
geübt werden, denn von einer freitragenden Gewölbe¬ 
wirkung in der Erdkruste muß aus Gründen der 
Festigkeit Abstand genommen werden; 

e) die Eruptionskräfte, als lokale Auslösungen 
verschiedener Vorgänge an der Kernoberfläche, vor¬ 
herrschend radial nach außen wirkend. 

Die Veränderungen der Lage der Drehachse sowie 
die mögliche Verlangsamung der Erdrotation sollen als 
Folge der Wirkung äußerer Kräfte erwähnt werden. Bezüg¬ 
lich der Reaktionskräfte ist von größter Wichtigkeit die 
Kenntnis der Beschaffenheit der unter der Erdkruste lagern¬ 
den Magmasehicht, ob sie leicht oder zähflüssig ist and 
dadurch ein rascher oder nur langsamer Ausgleich lokaler 
Druckunterschiede stattfinden kann und ferner, ob sich die* 
Möglichkeit innerer Strömungsvorgänge ergibt. Eines 
können wir sicher sagen, daß das glühende Magma l>ei 
geringem Drucke flüssig ist, und daß es auch unter hohen 
Drucken und erhöhter Temperatur eine Beweglichkeit haben 
muß, weil es sonst gar nicht durch Kanäle aus dem Erd- 
innern hochgepreßt werden könnte. Als Folge dieser Er¬ 
scheinung ergibt sich die große Wahrscheinlichkeit, daß 
eine verhältnismäßig leichtflüssige Magmaschicht an der 
Oberfläche des Kernes sich befindet, welche einem tangen¬ 
tialen Gleiten fester Krustenteile geringen Widerstand bietet. 

Als weitere Einflüsse, die zur Erzeugung innerer 
Spannungen in der Erdkruste führen, sind weiter zu er¬ 
wähnen : 

f) die ungleichmäßige Abkühlung; 

g) dieungleich raäßigeMaterialbeschaffen- 
h c i t; 

h) die Abweichungen vom Hookeschen Ge¬ 
setz (Proportionalitätsgesetz). 

Diese unter f bis h angeführten Einflüsse zeigen, daß 
auch die Materialeigenschaften eine wesentliche 
Rolle spielen, und zwar, wie aus der Ingenieurpraxis hervor¬ 
geht, eine nicht zu unterschätzende. Das Material der ge¬ 
samten Erdkruste stammt von erstarrtem Magma mit leichtem 
spezifischen Gewicht her. Einlagerungen mit hohem spezi¬ 
fischen Gewicht verschwinden gegenüber der großen Masse. 


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175 


Mit .zunehmender Tiefe wird dies kristalline Gestein infolge 
des erhöhten inneren Druckes und begünstigt durch die 
steigende Temperatur plastisch, d. h. wenig widerstandsfähig 
gegen Schub. Es wird jedoch wieder fest, wenn Druck und 
Temperatur nachlassen. Nur eine verhältnismäßig dünne 
äußerste Schicht zeigt infolge der dort herrschenden ge¬ 
ringeren Drucke sprödes Verhalten und ist fähig, großen 
tangentialen Druck zu übertragen. Diese Fähigkeit nimmt 
mit zunehmender Plastizität ab, weil ein Ausweichen nach 
der unbelasteten oder geringer belasteten Seite erfolgt. Im 
allgemeinen hat das Material der Erdkruste große Druck¬ 
festigkeit, aber geringe Zug- und Scheerfestigkeit; es ver¬ 
kürzt sich unter einseitigem Druck in Richtung der Druck¬ 
wirkung, wobei jedoch die Verkürzungen nicht proportional 
den Pressungen verlaufen, sondern sich mit zunehmender 
Pressung steigern. Infolge Abkühlung findet eine Ver¬ 
kürzung der Krustenelemente statt, desgleichen verringert 
sich nach neueren Forschungen das Volumen bei der 
Kristallisation des sauren Magmas. Die Sedimentgesteine, 
als Verwitterungsprodukte der obersten erstarrten Magma¬ 
schicht, weisen im allgemeinen geringere Festigkeit auf 
als das kristalline Gestein, behalten jedoch die plastischen 
Eigenschaften unter hohem allseitigen Druck bei. 

Die vorgehend angeführten äußeren Kräfte und Ein¬ 
flüsse verschiedenster Art erzeugen in der Erdrinde 
Spannungen bzw. innere Kräfte, weiche unterschieden 
werden können in: 

a) lotrecht gerichtete Pressungen, in den 
plastischen Schichten in allseitige Pressung über¬ 
gehend ; 

b) tangential gerichtete Pressungen, die 
zur Resultierenden zusammengefaßt die tangentialen 
Kräfte ergeben, welche als eine der Ursachen der 
Gebirgsbildung aufgefaßt werden können. Die ganze 
Entwicklung der Faltengebirge, sowie die tangentialen 
Verschiebungen großer Massen zeigen, daß tangentiale 
Kräfte von außerordentlicher Stärke sicher gewirkt 
haben müssen. Wie weit diese Kraft Wirkungen die 
Ursache der Kontraktion des Magmakernes als Folge 
der Erkaltung, oder der unter Umständen vorkommen¬ 
den Magmaströmungen sind, muß durch weitere 
Untersuchungen geklärt werden. Es soll dabei nicht 
verschwiegen werden, daß für lokale Zonen noch 


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176 


eine ganze Reihe von anderen Ursachen angeführt 
werden können. 

c) Schubspannungen, als deren Folge unter an¬ 
derem die Verwerfungen* zu betrachten sind; 

d) Zugspannungen, aus Verwölbungen hervor¬ 
gehend. 

Zum Verständnis vieler Vorgänge ist notwendig, zu 
- erwähnen, daß oft geringfügige Ursachen zur Auslösung 
von großen Naturereignissen, die sich im Laufe langer 
Zeiten vorbereitet haben, führen können. Ursachen zu 
solchen Auslösungen sind besonders durch die Eruptivkräfte 
gegeben, die durch ihre Tätigkeit den ganzen Erdkörper 
in Schwingung versetzen können. 

Im weiteren können auch ganz geringe Ursachen wesent¬ 
lich zur Gestaltungsformung beitragen, wie aus den Fig. 1 
und 2 hervorgeht. Der gerade Stab A B biegt sich infolge 



"f, 

der in Richtung der Stabachse, aber etwas exzentrisch 
wirkenden Kraft P nach Fig. 1 durch. Nur eine ganz 
geringfügige Kraft in C, seulJecht zur Achse und seit 
Anbeginn des Verformungsprozesses wirkend, erzeugt 
schon die Wellenform nach Fig. 2. Ganz ähnliche Erschei¬ 
nungen zeigen sich auch bei Platten, Schalen und ähnlichen 
Gebilden; sie werden in der Festigkeitslehre mit Knick- 
erscheinungen bezeichnet. Es soll hier ausdrücklich auf 
ihre große Wichtigkeit zur Erfassung vieler Naturerschei¬ 
nungen hingewiesen werden. 

3. Die Erdkruste als Gesamtes. 

Wie aus dem Werke von L. Kobbb: „Der Bau der 
Erde“ hervorgeht, besteht die Erdkruste im wesentlichen 
aus Schollen, d. h. aus großen zusammenhängenden Schalen¬ 
stücken, die von jeglicher großen Verformung verschont 
geblieben sind. Es macht also den Anschein, wie wenn 


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177 


diese Sohollenkörper als erste feste Ausscheidung aus dem 
feurig-flüssigen Magma zu betrachten sind, die mit ent¬ 
sprechender Einsenkung auf dem Magmameere schwimmen. 
Der Verfestigungsvorgang hat sich al90 nicht gleichmäßig 
über die ganze Erdoberfläche erstreckt und hat daher auch 
unter verschiedenen Umständen stattgefunden. Die zuletzt 
erstarrten Teile der Erdkruste sind demnach die Bänder, 
welche die Sohollenkörper umgeben, wodurch eine über 
den ganzen Erdball sich erstreckende Schale entstanden 
ist, deren einzelne Teile sich bereits in der Festigkeit und Be¬ 
schaffenheit differenzieren. Einerseits haben wir schon längst 
erstarrte Schollen, deren Festigkeit durch den Altersgrad 
und vielleicht auch durch die vermehrte Auskristallisierung 
in die Tiefe, also auch der Abmessung nach, schon be¬ 
deutend ist, und andererseits die noch wenig erstarrten 
dünnen Schichten der Bänder. Jedwelche Ansammlung von 
inneren Spannungen, sei sie durch ungleichmäßige Ab¬ 
kühlung oder erruptive Kräfte hervorgerufen, sucht ihren 
Ausgleich bei in sich geschlossener Erdkruste in den 
schwächsten Zonen derselben, und so sind diese Bänder schon 
von Anfang au als Dilatationsfugen bzw. Soharniere im 
Bau der Erdrinde zu betrachten. Der Spannungsausgleich 
macht sich in den ersten Anfängen der Erstarrungsperiode 
durch Quetschung des Bändermaterials, durch Aufreißen 
der Ränder an den Schollen, durch Hebungen und Senkungen 
ganzer Zonen bemerkbar. T _avamassen quellen durch die 
Spalten herauf, und es ist nicht unwahrscheinlich, daß der 
Ursprung vieler heutiger Vulkane dieser Zonen bis in die 
Zeiten der Krustenbildung r ,;'ückreicht. 

Die Tangentialkräfte kommen erst zur Wirkung, nach¬ 
dem die ganze Erdrinde erstarrt ist, weil die einzelnen 
Schalenstücke auf dem flüssigen Magma verschieblich sind 
und somit ausweichen würden. 

Das ganze Erdkrustengebilde ist im stabilen Gleich¬ 
gewicht, denn jede Veränderung durch Kräfte wird aus- 
zugleichen versucht. Die’ ganze Entwicklungsgeschichte ist 
ein ständiges Streben der erstarrten Erdhülle nach einer 
Gleichgewichtslage als Folge vorausgehender Kraftwirkun¬ 
gen. Es muß betont werden, daß auch jede örtliche Ein¬ 
wirkung von Kräften und durch jede Spannungsauslösung 
der ganze Erdkörper in Mitleidenschaft gezogen wird und 
daher der ganze Erdkörper, vor allem die erstarrte Erd¬ 
hülle, zum richtigen Verständnis der Vorgänge betrachtet 
werden muß. 

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4. Die einzelnen Scholien. 

Die Verformung der Schollen, deren Umgrenzung ent 
sprechend dem Erstarrungsprozeß mehr oder weniger eine 
willkürliche sein kann, wird durch verschiedene Einflüsse 
hervorgerufen. Hiervon sollen genannt sein: 

a) Die ungleichmäßige Abkühlung, hervor¬ 
gerufen einerseits durch den ungleichen Erstarrungsgrad 
und die ungleichmäßige Dicke der einzelnen Schollenzonen. 
anderseits durch die Einflüsse der Sonnenbestrahlung, die 
in den Frühperioden viel intensiver gewesen sein muß, und 
durch die Verteilung der später auftretenden Meere. Von 
einer gleichmäßigen Kontraktion der Erdkruste konnte daher 
nie die Rede sein. Eine rasche Abkühlung der Außenschicht 
führt zu Einsenkungen: der mittleren Schollenzoneu, d. h. 
zu einer Verwölbung gegen den Erdkern zu, eine verzögerte 
Abkühlung dieser Schicht hingegen bewirkt eine Ver¬ 
wölbung nach außen. 

b) Die tangentialen Verschiebungen der 
erstarrten Ellipsoidschalenstücke auf der Magmaoberflache, 
bewirkt durch tangentiale Kräfte. Sie können zu Krüm¬ 
mungsänderungen an den Schalenstücken führen, oder 
gar die Ursache von Rissen sein, wenn die Oberflächen¬ 
krümmungen der Magmaschicht an der neuen Stelle wesent¬ 
lich andere sind als an der vorhergehenden. Daß solche 
Verschiebungen vorgekommen sind, beweist die Verkürzung 
der orogenetischen Zonen’ bei der Bildung der Alpen um 
wenigstens 200 km. Ähnliche Einflüsse würde auch die 
Verlangsamung der Erdrotation ausüben. 

c) Die lokalen Eruptionen unter der Schale und 
an den Rändern. Sie können zu lokalen Auswölbungen 
und Durchbrüchen führen, da ja die Scheerfestigkeit des 
Materials der Erdkruste nicht groß ist. Von Wichtigkeit ist 
hierbei die herausbeförderte Magmamasse, indem sic die 
Erdkrustenschale örtlich belastet und einbuchtet. Diese Ein¬ 
buchtung kann noch vergrößert werden, wenn durch die 
herausgeworfenen Magmamassen und entweichenden Gase 
ein Unterdrück in der Magmazone eintreten sollte. Wir 
haben also bei solchen Eruptionen vorerst einen erhöhten 
Druck nach außen, der ganz allmählich bis zu einem 
gewissen Grenzwert ansteigt und nachher einen nach innen 
gerichteten Gegendruck, der unter Umständen, je nach der 
Schnelligkeit, mit welcher die Gase und Magmamassen ent¬ 
weichen, innerhalb kurzer Zeit eintreten kann. Solche Vor- 


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gange rasch wechselnder Natur erzeugen Schwingungen in 
radialer Richtung und stellen erhöhte Anforderungen an 
die Festigkeit des Schollenmaterials. 

d) Die Tangentialkräfte. Durch sie wird das 
Hauptkräftespiel hervorgerufen, und zwar richten sie sich 
nach der äußeren Form des Schalenkörpers sowie nach 
den druckfesten Verbindungen und der gegenseitigen Lage 
der Schollen untereinander. Ihr Richtungssinn entspricht 
den statischen und dynamischen Verhältnissen, ihre Aus¬ 
wirkung zeigt sich vorherrschend in äquatorialer und meri- 
dionaler Richtung, soweit wenigstens an den zutage treten¬ 
den Schollen zu erkennen ist. Meiner Auffassung nach sind 
die Schollenkörper ohne weiteres in der Lage, Tangential¬ 
kräfte längs ihrer ganzen Ausdehnung zu übertragen, indem 
die Steifigkeit und Widerstandsfähigkeit dieser mehr oder 
minder kompakten Massen nicht unterschätzt werden darf. 
In gewissem Maße sind auch die darunterliegenden, teil¬ 
weise plastischen Schichten fähig, tangentiale Kräfte zu 
übertragen, besonders dann, wenn die obere steife Decke 
völlig intakt ist. Auch die vulkanischen Druchbrüche tun, 
soweit sie lokaler Natur sind, dieser Übertragfähigkeit keinen 
Einhalt; die Decke ist in diesem Falle vergleichbar mit 
einerPlatte mit Nietlöchern. Diese Tangentialkräfte, die, als 
äußere Kräfte aufgefaßt, sich nach Fig. 3 in bestimmten 



Richtungen um die Schollenränder anordnen, bewirken nun 
die Großwellung der Schollenkörper, wobei die 
unter 4 a bis c angeführten Einflüsse bei der Bildung von 
Wellental und Wellenberg ausschlaggebend sein können. 

12 * 


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180 


Bei der Wirkung der Tangentialkräfte T werden sich 
die ersten Stauchungen da zeigen, wo die konzentrierten 
Drucke zuerst auftreten. Allmählich wird sich ein Aus¬ 
gleich einstellen, d. h. die Verteilung der Drucke wird sich 
auf eine breite Front erstrecken, wobei die orogenetisehen 
Zonen gleichsam als Ausgleichfutter wirken. Bei einem 
solchen tangentialen Druckausgleich kann die einzelne 
Scholle nicht nur tangentiale Verschiebungen, sondern auch 
Drehungen erfahren. Es ist auch nicht ausgeschlossen, daß 
bei ungleichmäßiger Druck Verteilung, oder bei konzentrierten 
Kräften einzelne Schollenteile abgescheert oder tangential 
gegeneinander verschoben werden können. 

Von besonderer Wichtigkeit für die Verformung der 
Schollenkörper sowie der orogenetischen Zonen ist die 
Höhenlage dieser Tangentialkräfte, wobei besonders die Be 
schaffenheit und die gegenseitige Lage der Ränder be 
nach harter Schollen von Bedeutung ist. In Fig. 4 sind ver¬ 



schiedene Fälle abgebildet. Bezüglich der Beschaffenheit 
kommt in Frage, ob die Randzonen befähigt sind, den 
tangentialen Druck direkt aufzunehmen und weiterzuleiten, 
oder ob sich unter Umständen, nach Fig. 4 a, Scheerflächen 
schräg nach außen oder innen bilden könnten, wodurch 
ein Hinauf- oder Hinunterschieben orogenetischer Massen 
möglich ist. Aus dem gleichen Grunde kommt auch die 
gegenseitige Höhenlage benachbarter Scholienränder in 
Betracht. Diese Höhenlage ist abhängig von den unter 
4 a bis o angeführten Einflüssen. 

Die Schollenränder, als Grenzen orogenetischer Zonen, 
sind oft Stellen mit eruptiver Tätigkeit, und es können 
Anhäufungen eruptiver Massen auf den Randzonen zu 


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Brüchen in den Schollen längs den Rändern führen, zum 
mindesten finden in solchen Fällen Senkungen statt Das 
gleiche tritt ein beim Hinüberschieben orogenetischer Massen 
auf die Randzonen. 

Die Gjcoßwellung der Schollen ist keine willkürliche, 
sie ist von rein statischen Gesetzen abhängig. Eine große 
Rolle spielt hierbei die Steifigkeit und Dicke der Massen. 
Wenn als Folge irgendwelcher Tangentialkräfte eine Wöl¬ 
bung nach außen sich bilden will, so tritt sofort über den 
Wölbestellen ein verminderter Magmadruck ein. Fig. 5. Die 



Fig. 5. 

Randzonen sinken tiefer ein, da das verdrängte Magma¬ 
volumen gleich bleiben muß. Infolge des verminderten 
Magmadruckes über den Wölbestellen kommt die Wirkung 
des Eigengewichtes in vermehrtem Maß zur Geltung und 
die mittlere Sclieitelzono senkt sich. Das ganze Gebilde 
kommt durch einen allmählichen Ausgleich zwischen Ver¬ 
formung und Druckverteilung zur Ruhe, indem das Senken 
der Scheitelzone wieder ein lieben der Ränder zur Folge 
hat. Mit zunehmendem Tangentialschub werden die Ver¬ 
wölbungen größer, wobei jedoch die einmal festgelegte Form 
im allgemeinen erhalten