Geologie und Paläontologie in Westfalen Heft 74

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LWL-MUSEUM FÜR NATURKUNDE
Westfälisches Landesmuseum mit Planetarium
Geologie und Paläontologie in Westfalen
Heft 74
Geologische Erkenntnisse aus den Tongruben
bei Sommersell, Stadt Nieheim
Siegfried Schubert
Kalkige Nannofossilien des Santon-CampanGrenzbereichs (Oberkreide) von
Westerwiehe (Stadt Rietberg; NRW)
Christian Linnert & Jörg Mutterlose
Früh-drenthezeitliche Moränen der Saale-Kaltzeit im
Bereich der Abgrabung Tecklenborg südwestlich von
Coesfeld-Flamschen (westliches Münsterland)
K. Skupin, E. Speetzen & J. G. Zandstra
74
ISSN 0176-148X
ISBN 978-3-940726-07-0
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:52 Seite 1
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:52 Seite 2
Hinweise für die Autoren
In der Schriftenreihe Geologie und Paläontologie werden geowissenschaftliche Beiträge veröffentlicht,
die den Raum Westfalen betreffen.
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Aufbau des Manuskriptes
1.
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2.
Klare Gliederung.
3.
Zusammenfassung in Deutsch am Anfang der Arbeit.
Äußere Form
4.
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Druckschrift.
5.
Unter der Überschrift: Name des Autors (ausgeschrieben), Anzahl der Abbildungen, Tabellen und
Tafeln; Anschrift des Autors auf der 1. Seite unten.
6.
Literaturzitate im Text werden wie folgt ausgeführt: (AUTOR, Erscheinungsjahr: evtl. Seite) oder
AUTOR (Erscheinungsjahr: evtl. Seite). Angeführte Schriften werden am Schluss der Arbeit
geschlossen als Literaturverzeichnis nach den Autoren alphabetisch geordnet. Das Literaturverzeichnis ist nach folgendem Muster anzuordnen:
SIEGFRIED, P. (1959): Das Mammut von Ahlen (Mammonteus primigenius BLUMENB.).-Paläont.
Z. 30,3: 172-184, 3 Abb., 4 Taf.; Stuttgart.
WEGNER, T. (1926): Geologie Westfalens und der angrenzenden Gebiete. 2. Aufl. – 500 S., 1 Taf.,
244 Abb.; Paderborn (Schöningh).
7.
Schrifttypen im Text:
doppelt unterstrichen = Fettdruck
einfach unterstrichen oder g e s p e r r t = S p e r r u n g
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Abbildungsvorlagen
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9.
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Fotografien müssen auf Hochglanzpapier abgezogen sein.
Korrekturen
10.
Korrekurfahnen werden den Autoren einmalig zugestellt. Korrekturen gegen das Manuskript
gehen auf Rechnung des Autors.
Für den Inhalt der Beiträge sind die Autoren allein verantwortlich.
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Geologie und Paläontologie
in Westfalen
Heft 74
Geologische Erkenntnisse aus den Tongruben bei Sommersell,
Stadt Nieheim
Siegfried Schubert
Kalkige Nannofossilien des Santon-Campan-Grenzbereichs
(Oberkreide) von Westerwiehe (Stadt Rietberg; NRW)
Christian Linnert & Jörg Mutterlose
Früh-drenthezeitliche Moränen der Saale-Kaltzeit
im Bereich der Abgrabung Tecklenborg südwestlich von
Coesfeld-Flamschen (westliches Münsterland)
K. Skupin, E. Speetzen & J. G. Zandstra
Geol. Paläont.
Westf.
74
87 S.
19 Abb.
42 Tab.
11 Taf.
Münster
Februar 2010
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Impressum
Geologie und Paläontologie in Westfalen
Herausgeber: Dr. Alfred Hendricks
Landschaftsverband Westfalen-Lippe
LWL-Museum für Naturkunde, Münster
Sentruper Str. 285, 48161 Münster
Telefon 02 51/591-05, Telefax: 02 51/591 60 98
Druck: DruckVerlag Kettler GmbH, Bönen/Westf.
Schriftleitung: Dr. Peter Lanser
ISSN 0176-148X
ISBN 978-3-940726-07-0
© 2009 Landschaftverband Westfalen-Lippe
Alle Rechte vorbehalten. Kein Titel des Werkes darf in irgendeiner Form ohne schriftliche Genehmigung des
LWL reproduziert oder unter Verwendung elektronischer Systeme verarbeitet, vervielfältigt oder verbreitet
werden.
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Geol. Paläont.
Westf.
74
5-37
3 Abb.
1 Tab.
7 Taf.
Münster
Februar 2010
Geologische Erkenntnisse aus den Tongruben
bei Sommersell, Stadt Nieheim
Siegfried Schubert*
Zusammenfassung
Zwei Tongruben bei Sommersell, Ortsteil der Stadt Nieheim im Kreis Höxter (Nordhein-Westfalen), existieren schon einige Jahre, wurden aber bislang kaum beachtet. Schichtausschnitte des Unteren Jura (Lias)
mit Faunenhorizonten des Pliensbachiums sind dort aufgeschlossen. Der aufsehenerregende Fund eines
fast vollständigen Plesiosauriden-Skeletts rückten im Jahre 2007 diese Tonsteingruben in das Interesse der
geologischen Fachwelt und der Öffentlichkeit. Auf die makropaläontologische Fauna wird im Text und mit
Bild eingegangen und es wird eine lithologische Einstufung angeboten.
Summary
Two clay pits at Sommersell, near Nieheim, rural district Höxter (North Rhine-Westphalia), exist since some
years, but were not minded. They show Lower Jurassic (Lias) with Pliensbachian faunal horizons. 2007 they
caused a sensation to geological and general public with the excavation of a nearly complete plesiosaurus
skeleton. This text shows the macro paleontological fauna and a lithological classification.
*Anschrift des Verfassers:
Siegfried Schubert, Magdeburger Str. 16, 33803 Steinhagen
5
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Inhaltsverzeichnis
1
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3
4
7
8
9
6
Einleitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .07
Lage der Tongruben . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .08
Tonsteingrube der Firma Bergmann . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .09
3.1 Geologie und Stratigrafie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .09
Tonsteingrube der Firma Lücking aus Bonenburg . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11
4.1 Geologie und Stratigrafie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11
5 Mineralien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .12
6 Fossilien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13
6.1 Amaltheus stokesi (SOWERBY) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .16
6.2 Amaltheus bifurcus HOWARTH . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .16
6.3 Amaltheus wertheri LANGE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .16
6.4 Acanthopleuroceras sp. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17
6.5 Androgynoceras maculatum (YOUNG & BIRD) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17
6.6 Beaniceras centaurus (D ORBIGNY) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17
6.7 Beaniceras senile BUCKMAN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18
6.8 ?Beaniceras luridum (SIMPSON) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18
6.9 Liparoceras cf. cheltiense (MURCHINSON) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18
6.10 Liparoceras sp. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .19
6.11 Lytoceras fimbriatum (SOWERBY) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .19
6.12 ?Metaderoceras sp. 1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .19
6.13 ?Metaderoceras sp. 2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .20
6.14 ?Metaderoceras sp. 3 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .20
6.15 Oistoceras sp. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .21
6.16 Tragophylloceras loscombi (SOWERBY) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .21
Dank . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .21
Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .22
Tafeln mit Erläuterungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23
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1. Einleitung
Geologische Kenntnisse wurden in der Herforder Liasmulde wesentlich durch zahlreiche Ziegeleibetriebe gefördert, in deren Tonsteingruben der Rohstoff für das Brennen von unterschiedlichen Ziegeleiprodukten gewonnen worden ist, wie zum Beispiel Dachpfannen, Ziegelsteinen, Gittersteinen und mehr. In den
letzten 20 Jahren rückte jedoch die Verwendung von Betonbaustoffen, für die Kalk aus Kalksteinbrüchen
verwendet wird, in den Vordergrund. Deswegen nahm die Zahl der Tonsteingruben bis in die Gegenwart
kontinuierlich ab. Nur wenige Ziegeleien konnten sich bis heute behaupten, verwenden aber im Gegensatz
zu früher einen stark gelockerten Tonstein aus den oberflächennahen Ablagerungen, der durch Verwitterung eine Braunfärbung angenommen hat.
Aus diesem Grunde sind paläofaunistische Nachweise nur auf ausgewitterte Fossilreste beschränkt, die
häufig für wissenschaftliche Auswertungen nicht ausreichen oder den Qualitätsansprüchen von Fossiliensammlern nicht entsprechen. Ausweichen auf bessere benachbarte Regionen ist die Folge, zum Beispiel
im südlich angrenzenden Raum. Doch sind zurzeit nur wenige, lohnende, im Betrieb befindliche Tonsteingruben vorhanden. Allgemein bekannt ist die von NIERMEYER (1996) beschriebene Tongrube der Firma
Lücking in Bonenburg. Die dort aufgeschlossenen Tonsteine zeigen neben Teilbereichen der Trias immer
wieder die recht gut erhaltene Fauna und Flora des Unteren Jura (Lias).
Nicht ganz so viele Fossilien liefern die beiden bei Sommersell gelegenen Tongruben, welche nur etwa
32 km Luftlinie von Bonenburg entfernt liegen. Erlangt man Kenntnisse über neue Aufschlüsse, werden
diese zunächst oft zurück gehalten und dann nach und nach an ausgewählte vertrauenswürdige Personen
weiter gegeben. Dadurch werden die frischen Aufschlüsse am Anfang oft nur von wenigen Interessenten
aufgesucht, was den angenehmen Effekt hat, dass man ruhig und gelassen diese Schichten besammeln
und erforschen kann. Dies ermöglicht zum Beispiel eine akribische Profilaufnahme oder ein schichtorientiertes Einsammeln von Belegstücken ohne Eile. Auf diese Weise können viele wichtige Erkenntnisse
DA N M AR K
N
Ostsee
W
Kiel
Nordsee
O
S
Szczecin
Hamburg
Bremen
NE D ER L A ND
Elbe
PO L S K A
Berlin
Weser
Apeldoorn
Wolfsburg
Osnabrück
Münster
Hannover
Bielefeld
Dortmund
Paderborn
Göttingen
Kassel
Rhein
Leipzig
Liberec
Abb. 1: Übersichtskarte von Nordwestdeutschland mit ungefährer Lage des Bearbeitungsgebietes.
7
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gewonnen werden. Nach und nach wird erfahrungsgemäß der Personenkreis der „Kollegen“ immer größer;
die Artenzahl der gefundenen Fossilien nimmt dadurch stetig zu. Der Informationsfluss wird ebenfalls
beschleunigt und so kommen auch neue Spezialisten hinzu, die gezielt nach bestimmten Dingen fahnden,
was wiederum die Chance für gute Ergebnisse interessanter Fossilienfunde erhöht.
So konnten die Sammler mittlerweile zahlreiche Fossilien in den beiden Aufschlüssen bergen, die sich
für Bestimmungen gut eignen. Der so festgestellte Querschnitt an Arten ermöglicht das stratigrafische
Einordnen der anstehenden Schichten in den Unteren Jura (Lias) mit Teilbereichen des Unter-Pliensbachiums und sogar des Ober-Pliensbachiums. Die Fossilien sind im Gegensatz zu anderen Aufschlüssen der
letzten Zeit, welche vergleichbare Ablagerungen führten, relativ selten zu finden und oft ist die überwiegende Zahl auch unvollständig, stark verdrückt und verwittert. Einige Mineralien fanden sich ebenfalls, die
in dieser Zusammenstellung so nicht erwartet wurden und nicht nur bei den Bielefelder Mineraliensammlern (AG Rhenoherzynikum im Naturwiss. Verein) besondere Beachtung fanden.
Neben den bekannten Invertebraten wurden auch verschiedene Reste von wasserbewohnenden Wirbeltieren nachgewiesen, was die beiden bislang wenig bekannten Tongruben jäh zu besuchswerten Aufschlüssen werden ließ. Funde von Resten verschiedener Wirbeltiere sind im Lias von Norddeutschland
nichts Besonderes, denn in fast allen Aufschlüssen finden sich nach einer gewissen Zeit solche Wirbeltierreste; in Sommersell mussten dazu allerdings schon 10 Jahre vergehen. Meistens werden einzelne Wirbelkörper, Rippen oder Paddelknochen gefunden. Diese häufigeren Belege wandern in viele öffentliche und
private Sammlungen. Üblicherweise gelangen jedoch umfangreichere und zusammenhängende Knochenfunde in die Hände von Fachleuten, da ja in Nordrhein Westfalen eine Meldung von Wirbeltierfunden bei
der Behörde der Paläontologischen Bodendenkmalpflege gefordert ist. Die schwer zu bergenden Fossilien
müssen durch dafür geschulte Spezialisten vorsichtig geborgen, präpariert, beschrieben und konserviert
werden. Lagerung in gut klimatisierten Räumen und die unablässigen Kontrollen durch Paläontologen und
Fossilienpräparatoren sind unbedingt notwendig für eine dauerhafte Erhaltung und Konservierung der
anfälligen Knochensubstanz. Nur wenige besonders geeignete und/oder seltene Fossilien bekommen
diese aufwändige Behandlung, da die mit den Jahren entstehenden Folgekosten oft erheblich sind und den
stets knapp bemessenen Haushaltsetat stark belasten.
Besondere Beachtung fand im Jahre 2007 der Fund eines Plesiosaurierskeletts, das bis auf den fehlenden Schädel relativ komplett erhalten zu sein scheint. Paläontologisch nicht versierte Personengruppen
mischten sich ein, um den Fund für sich zu beanspruchen, was ihn nicht nur überregional bekannt werden
ließ, sondern ihm leider auch politische Brisanz verlieh. Die Fundregion liegt im Zuständigkeitsbereich der
Paläontologischen Bodendenkmalpflege, vertreten durch das Westfälische Museum für Naturkunde in
Münster, welches auch für die Bergungen von beweglichen Bodendenkmälern zuständig ist (GRZEGORCYK
et. al. 2004). Diese gesetzlich begründete Maßnahme wird den Plesiosaurierfund von 2007 vor einem endgültigen Verlust bewahren. Mittlerweile konnte der Verbleib des Fossilfundes in diesem Sinne endgültig
abgeklärt und eine annehmbare Lösung für alle Beteiligten gefunden werden.
Nur den Vorkenntnissen über diesen Tonstein und dem Wissen um die besondere Bedeutung des außergewöhnlichen Fundes durch die Finder Sönke und Hermann Simonsen sowie der Einschätzung der Situation und der schnellen Meldung durch den Verfasser war es zu verdanken, dass dieser Schwimmsaurier
rechtzeitig geborgen werden konnte; am darauf folgenden Arbeitstag drohte bereits die Zerstörung durch
fortlaufende Baggerarbeiten und Tonsteinförderung. Eine ausführliche Beschreibung dieses Saurierfundes
wird nach der Präparation und der endgültigen Artbestimmung durch Fachwissenschaftler erfolgen.
2 Lage der Tongruben
Das Fundgebiet liegt in Nordwestdeutschland, genauer im südlichen Ostwestfalen in der Steinheimer
Börde, südöstlich von Steinheim. Die beiden Tongruben befinden sich nahe dem Ort Sommersell bei Marienmünster zwischen überwiegend Feldern und Brachflächen in einer Senke des hügeligen Geländes verborgen. Sommersell ist ein Ortsteil der Stadt Nieheim im Kreis Höxter. Die Einfahrten der Gruben liegen
sich direkt gegenüber, was schon ungewöhnlich für konkurrierende Betreiberfirmen mit annähernd gleichen
Interessen ist. Zunächst bestand nur die Tongrube (1) westlich des Wirtschaftsweges, in der die Firma Otto
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Abb. 2: Lage des beschriebenen Gebietes nach TK 1:50.000 Nordrhein-Westfalen. Ungefähre Lage der
beiden Gruben: 1 Otto Bergmann GmbH aus Steinheim-Bergheim, 2 Ziegelei Lücking aus Bonenburg.
Bergmann GmbH aus Steinheim-Bergheim ihren Tonstein abbaut. Später kam dann die kleinere und flachere Tongrube (2) der Firma Zielgelei Lücking aus Bonenburg, östlich des Wirtschaftsweges, hinzu. Ungefähre Lage: Amtliche Topographische Karte Nordrhein-Westfalen 1:50.000, R. 351 20 24, H. 574 38 95.
3 Tonsteingrube der Firma Bergmann
Diese Tongrube liegt westlich des Wirtschaftsweges in den Feldern und ist schon seit ca. 10 Jahren in
Betrieb. Der in Sommersell abgebaute Tonstein wird zum Teil ins Kalletal abgefahren, wo er in der Ziegelei
zu verschiedenen Produkten verarbeitet wird. Der Abbau des Rohstoffs erfolgt relativ regelmäßig.
3.1 Geologie und Stratigrafie
Dieser Aufschluss befindet sich im unteren Bereich eines Hügels im weithin hügeligen Gelände zwischen
dem Eggegebirge und dem Solling, wo Ablagerungen der Trias aber auch solche des Jura zu finden sind.
Bei Sommersell haben sich die Ablagerungen des unteren Jura in Form von plattig geformten, sideritischen, schwach siltigen Tonsteinen erhalten. Diese Tonsteine führen mehr oder weniger regelmäßig Lagen
von Toneisenstein- und Kalkgeoden im Wechsel, in denen mancherorts und oft nur in wenigen Lagen, die
körperlich erhaltenen Reste von Fossilien enthalten sind. Die meisten Toneisensteingeoden sind relativ
klein, etwa um 3 bis 15 cm messend und länglich ausgebildet. Sie zeigen oft auch ein knorriges Erscheinungsbild und sind außen meist rotbraun gefärbt. Die zwischengelagerten, bis zu 10 cm großen Kalkgeoden, sind im Gegensatz dazu, überwiegend klein und eher rundlich ausgebildet. Sie enthalten manchmal
Tragophylloceras loscombi (SOWERBY). Feste Konkretionen, die besser erhaltene Fossilien enthalten können, sind nur in Abbautiefen von mehr als 5 Metern zu erwarten. Der Tonstein wird nach oben hin dickbankiger und ist im durchwitterten Bereich durch Oxidation des sulfidisch gebundenen Eisens braun
gefärbt. Darüber befindet sich eine etwa 2 Meter mächtige pleistozäne Lehmüberdeckung.
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Auf eine Profildarstellung aus dieser Tongrube wird hier verzichtet, da die Tonsteinablagerungen stark
gestört sind. Verwerfungen, welche die Schichten seitlich und in der Höhe versetzt wiedergeben, lassen
eine sichere stratigrafische Aufnahme eines Profils nicht zu. Meistens fallen die Schichten leicht schräg in
verschiedene Richtungen ein, können jedoch auch seltener fast senkrecht stehen. Auch bei Herford wurden solche Schichtungsformen vom Verfasser beschrieben (SCHUBERT 2007a, S. 23-24). Dort konnte sogar
eine Überkippung festgestellt werden, wie sie sonst nur im Südflügel des Teutoburger Waldes vorkommt.
Dort sind bei Halle in Westfalen beispielsweise Schichten der Oberkreide (Cenoman, Turon) überkippt worden. Im Bereich des Teutoburger Waldes erklärt sich dieses Phänomen durch die tektonische Auffaltung
dieses Gebirgszuges. Im Inneren der Herforder Liasmulde muss nach diesen Beobachtungen also auch
eine, wenn auch wesentlich schwächere Drucktektonik wirksam gewesen sein.
Interessant ist, dass im vorderen Bereich der Tongrube Bergmann, gegenüber dem Eingang, Ablagerungen der margaritatus-Zone gefunden wurden. Der Tonstein enthielt dort Amaltheus stokesi (SOWERBY), A.
wertheri LANGE, A. bifurcus HOWARTH neben den üblichen Begleitfossilien, die leider allesamt flachgepresst
und angewittert erhalten waren. Vergleichen lassen sich diese Ablagerungen mit denen vom Verfasser aus
dem Gesamtprofil von Bielefeld-Jöllenbeck beschriebenen Schichten 0 bis 35, deren beschriebene Faunenquerschnitte von der stokesi-Subzone bis zur unteren subnodosus-Subzone reichen (SCHUBERT 2007b,
S. 71-74). Der Amaltheenton wurde mittlerweile vermutlich komplett abgebaut. Zum jetzigen Zeitpunkt kann
nicht mehr festgestellt werden, ob noch Schichten mit den Amaltheen vorhanden sind. Im Jahre 2007 wurden dann im oberen Bereich erstmals vermehrt Androgynoceraten vorgefunden, seltener Fragmente von
Lytoceras-Wohnkammern. Dort lagern also zurzeit noch Tonsteine, die Reste der davoei-Zone enthalten.
Im Liegenden des Androgynoceraten-Vorkommens lagern Tonsteine, in denen neben Tragophylloceraten
und Liparoceraten noch häufiger Lytoceraten vorkommen. Es besteht daher der Verdacht, dass dort eventuell Reste der luridum-Subzone anstehen könnten. Dafür spricht das häufige Vorkommen von Lytoceras
und Parainoceramus., die an anderen Orten für die luridum-Subzone kennzeichnend sind. Das kann aber
hier in Sommersell nicht für eine sichere Zuordnung ausreichen. In diesem Bereich liegen dann auch keine
kleinen Toneisensteingeoden mehr, sondern kleine bis große Kalkgeoden, die bis um 40 cm Durchmesser
erreichen. Zwischen ihnen lagern fladenartige Kalkbankfragmente, in denen sich Anhäufungen von Invertebratenschill befinden. Eine solche Kalkbank mit vergleichbarem Inhalt liefert in Bonenburg reichlich Lytoceras fimbriatum (SOWERBY). Aus einem solchen Kalkbankfragment stammt bei Sommersell der Negativabdruck eines stärker berippten Ammoniten, der durchaus einem Beaniceras luridum (SIMPSON) entsprechen
könnte, sowie Schalenbruchstücke von Lytoceras fimbriatum (SOWERBY). Weiterhin enthielt diese Bank
auch kleine Kalkgeoden. Aus einer solchen Kalkgeode stammt ein kompletter Beaniceras senile BUCKMAN.
Ähnliche Formen dieser Gattung kommen auch in der Kalkbank von Bonenburg vor.
Im übrigen Grubengelände von Bergmann hingegen können auf allen Abbauterrassen Ammoniten der
geläufigen Gattungen Liparoceras, Beaniceras, Lytoceras, Tragophylloceras und ?Metaderoceras
(=?Microderoceras) gefunden werden. Diese Ammonitenarten wurden bereits auch in der kleineren, nördlicher gelegenen Tongrube von Lücking nachgewiesen. In der gesamten Tongrube sind also eindeutig die
Ablagerungen des Unter-Pliensbachium anstehend. Deren Ammonitenfauna weist auf Ausschnitte der oberen valdani-Subzone (früher = centaurus-Subzone) hin, die der Verfasser (SCHUBERT 2007a, S. 26-32) auch
vom Autobahnzubringer bei Herford beschrieben hat. Die Ablagerungen von Herford und Sommersell gleichen sich in vielen Einzelheiten sehr. Nur waren Fossilien in Herford wesentlich häufiger zu finden und
besonders die Ablagerungsdichten von Beaniceras centaurus (D`ORBIGNY) und die Artenzahl der Gattung
Liparoceras sind deutlich höher. Parallelen bestehen auch zu einem Profilausschnitt von Bonenburg. Dort
sind die gleichen leitenden Ammoniten ebenfalls nicht so häufig zu finden gewesen und oft auch nur in
schlechter Teilerhaltung. Während die Leitammoniten bei Sommersell fast ebenso schwarzgrau gefärbt
sind wie bei Herford, sind die von Bonenburg jedoch deutlich bräunlichrot gefärbt.
Weitere Fossilien neben den Ammoniten sind die Muscheln Parainoceramus ventricosus (SOWERBY),
Modiolus scalprum SOWERBY und Pinna sp. die auffälligsten Begleitfossilien. Es kommt aber noch eine
ganze Reihe weiterer Muschelarten dort vor, die aber alle, bis auf Parainoceramus ventricosus (SOWERBY),
nicht häufig gefunden werden. Außerdem noch Brachiopoden, Serpuliden, Schnecken, Seelilienreste, Seeigelreste, Belemniten und Treibholzreste. Als Besonderheit konnten einzelne Wirbel und sogar zusammenhängende Wirbeltierreste von Schwimmsauriern gefunden werden. So ähnlich war auch der Fossilinhalt
entsprechender Schichten bei Herford (vergl. SCHUBERT 2007a).
10
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4 Tongrube der Firma Lücking
Diese Tongrube liegt östlich des Wirtschaftsweges in den Feldern, ist aber erst vor wenigen Jahren in
Betrieb genommen worden. Die Zufahrt liegt genau gegenüber der Zufahrt zur Tongrube der Firma Bergmann. Der Betreiber hat diese Tongrube zusätzlich zu seiner Tongrube in Bonenburg angelegt. Der bei
Sommersell abgebaute Tonstein wird zum Werk in Bonenburg verbracht, wo er in der Ziegelei nebst anderen Gemengungen zugesetzt wird. Hergestellt werden daraus überwiegend Ziegelsteine oder Dachpfannen. Der Abbau erfolgt, genau wie in Bonenburg, sporadisch nach Bedarf. Über die Litho- und Biostratigraphie der Tongrube bei Bonenburg berichtete seinerzeit NIERMEYER (1996). Der Abbau erfolgt in größeren
Abständen, wohl nach Bedarf.
4.1 Geologie und Stratigrafie
Die in der Tongrube Lücking abgelagerten Sedimente entsprechen in etwa denen der gegenüber liegenden Tongrube. Für Mineralien gelten die gleichen Befunde wie in der benachbarten Tongrube. Die in
Abschnitt 3.1 genannten Fossilien werden wohl auch hier gefunden werden können, da es sich ganz offensichtlich auch um Tonsteine des Unter-Pliensbachiums, repräsentiert durch Teile der valdani-Subzone, handelt. Es wurden in den oberen verwitterten Tonsteinen mehrfach Reste von Acanthopleuroceras valdani
(D ORBIGNY) gefunden. Diese Art konnte in der gegenüber liegenden Tongrube bislang nur in wenigen
schlecht erhaltenen Individuen nachgewiesen werden. Dafür fehlen hier noch die Nachweise der maculatum-Subzone und der stokesi-Subzone. Für diesen Aufschluss mag auch die Fossilliste der gegenüber liegenden Tongrube gelten. In dieser Tongrube war ebenfalls Parainoceramus ventricosus (SOWERBY) überall
zu finden und Ryderia doris (D ORBIGNY) war in manchen Lagen sogar auffällig häufig. Daneben waren die
Abb. 3: Bergungsgrabung des Landschaftsverbandes Westfalen-Lippe aus Münster im Sommer 2007 in
der Tongrube der Firma Lücking. Die Grabungsstelle lief nach Feierabend in kurzer Zeit mit Wasser voll und schützte so den Saurier vor möglichen Raubgrabungen. Ein Wachdienst war über
Nacht vor Ort.
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anderen Arten etwas seltener. Reste von Seeigeln kamen, genau wie bei Herford, in bestimmten Lagen
ebenfalls vor. Erhalten waren von ihnen kleine Gehäuse, sowie isolierte Stacheln und Ambulacralplatten. In
kleinen Zusammenschwemmungen lagen neben kleinen Muscheln noch auseinandergefallene Stielglieder
von Seelilien. Dazwischen immer wieder bis um 3 cm lange Serpuliden der Gattung Pentaditrupa.
Eine außergewöhnliche Besonderheit stellt dagegen das im Jahre 2007 in der Tongrube Lücking geborgene Skelett eines recht gut erhaltenen Plesiosauriers dar. Er konnte bis auf den Schädel glücklicherweise
größtenteils zusammenhängend geborgen werden. Es handelt sich um das erste größere, überwiegend orientiert eingebettete Skelett dieser Sauriergruppe in Norddeutschland. Die Präparation ist begonnen worden und eine wissenschaftliche Bearbeitung des Fundes wird erfolgen. Einen ersten Bericht über die Entdeckung, Bergung und Präparation brachte SIMONSEN (2008).
Ein weiterer Rest eines ähnlichen, noch unbestimmten und leider desorientiert eingelagerten SaurierExemplars ist aus dem Ober-Pliensbachium (Amaltheenschichten) der Herforder Liasmulde bekannt
geworden. Dessen Überreste wurden ungefähr vor 30 Jahren während des laufenden Abbaubetriebes in
einer Tongrube in Bielefeld-Jöllenbeck gefunden und sie lagen bereits kurz nach der Meldung des Fundes
dem Naturkundemuseum in Münster und dem Landesmuseum in Stuttgart zu Begutachtungen vor. Einige
Teile des Sauriers waren bereits weggebaggert und abgefahren worden. Diese Reste, etwa 70 verschiedene Knochen, befinden sich in der Privatsammlung des Verfassers. Es soll sich hierbei allerdings um einen
Pliosaurier handeln.
Zunächst relativ unbekannt blieb dagegen der Fund einer kleinen Anhäufung, bestehend aus Ichthyosaurier-Knochen. Diese wurden ebenfalls im Jahre 2007, jedoch in der Tongrube Bergmann gefunden.
Dazu konnte gleichzeitig noch ein einzelner Wirbel gesammelt werden, wohl vom gleichen Tier. Es handelt
sich hierbei wohl um einen kleinen, jungen Saurier von unter 1 m Länge. Die Reste dieses Sauriers waren
leider durch die Radladertätigkeiten beim Tonsteinabbau zerstreut worden.
5 Mineralien
Erwähnenswert sind auch die in beiden Tongruben vorkommenden Mineralien, die hier überwiegend in
Hohlräumen dolomitischer Spaltenfüllungen gefunden wurden. Die von Dolomitneubildungen erfüllten
Spalten sind an Verwerfungszonen gebunden, die aus gequetschtem und komprimiertem Tonstein bestehen (Tektonische Brekzien). Diese Verwerfungszonen sind in der Grube vielfach vorhanden und erschweren eine stratigraphische Profilaufnahme. Die Dolomitkristalle (CaMg (CO3)2) sind als rechteckige, mehr
oder weniger plattige bis würfelähnliche (rhomboedrische) Kristallkörper ausgebildet (Taf. 6, Fig. 2; Taf. 7,
Fig. 2). Diese sind je nach Verwitterungszustand weißlichgrau, hellbeige bis ockergelblich gefärbt und füllen fast alle Wandungen von Drusen komplett aus. Auf dieser Dolomitkruste haben sich verschiedene weitere Mineralien, in Kristallform aufsitzend, abgelagert (Taf. 7, Fig. 3).
Überwiegend handelt es sich um Kristalle aus Kalkspat (Kalzit, CaCO3). Neben kleinen gelblichen Skalenoedern kommen noch verschieden geformte säulig entwickelte trigonale Prismen mit je drei fünfeckigen
Endflächen (flachen Rhomboedern) vor, letztere auch als Doppelender und rundlich gedrungenen Formen
vor (Taf. 6, Fig. 5; Taf. 7, Fig. 5 + 7). Die Färbungen reichen von wasserklar über gräulich, bis hin zu weißlichen und gelblichen Variationen. Einzelne, wenige Kristalle fallen durch einen rubinroten, wolkigen Einschluss auf. Oft sind die Kalkspatkristalle mit einem feinen bräunlichen Belag von Eisenhydroxid überzogen.
Weitere Mineralien sind kleinste Kristalle von Kupferkies (CuFeS2), Markasit (FeS2) und Pyrit (FeS2), die
auf der Oberfläche von Kalkspat vorkommen (Taf. 6, Fig. 2; Taf. 7, Fig. 3 + 5). Ihre Farben reichen von
schwärzlichbraun bis hin zu metallisch gelb, rot, blau oder grün schimmernd. Pyrit kommt auch in dünnsten, bunt schillernden Belägen in den Schwundrissen der oberflächennahen angewitterten Geoden
vor(Taf. 7, Fig. 4 + 6). Es wurden auch kleine, traubenförmig ausgebildete Pyritaggregate mit schwärzlichbraunem Überzug gesehen. In der gleichen Erscheinungsform kommen diese Pyritaggregate, nur wesentlich größer, auch im Keupermergel des Lippischen Keuperberglandes vor.
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Als weitere Mineralart konnten kleine Quarzkristalle (SiO2 ) erkannt werden. Die meisten sind etwa um
1 mm groß und können stellenweise sehr häufig angereichert sein (Taf. 7, Fig. 2), sogar kleine Klumpen bilden; seltener gibt es größere Exemplare von bis zu 20 mm Größe (Taf. 6, Fig. 7). In überwiegender Menge
sind sie als kompakte Doppelenderkristalle (Taf. 6, Fig. 4, 5, 6; Taf. 7, Fig. 1) ausgebildet und nur selten finden sich Kristalle mit länglichen Prismen und rhomboedrischen Spitzen. Die meisten Quarze sind wasserklar, aber es kommen auch gleichmäßig milchige (Taf. 7, Fig. 8) oder wolkig-trübe Exemplare vor. Einschlüsse von kleinsten Pyritkristallen, Verschmutzungen und kugelrunde Hohlräume konnten ebenfalls
beobachtet werden. Nur sehr wenige Quarze weisen eine zitronengelbe Färbung auf, die schon bei der Bildung der Kristalle entstanden ist. Sie können durchaus als Citrine bezeichnet werden.
Eine hier erstmals nachgewiesene Besonderheit aus kleineren ziemlich kugelig-runden Drusenhohlräumen ist die Quarz-Neubildung in Form eines „Lippischen Diamanten“. Leichte gräulichrosa Färbung (Taf.
6, Fig. 1, 2, 3) lässt zusammen mit der äußeren Form eine Ähnlichkeit mit den Exemplaren im Lippischen
Keuperbergland erkennen. In einer Druse prangte sogar ein Exemplar in Zepterform (mit Stiel). Der Stiel war
im Dolomitmantel verborgen, wurde aber erkannt, weil die Druse genau am Stiel aufgebrochen war (Taf. 6,
Fig. 1 + 2). Der Stiel sitzt nicht wie bei den lippischen Exemplaren auf einer Quarzkruste, die dort als Drusenbegrenzung zum Mergel ausgebildet ist, sondern im sideritischen und siltigen Tonsteinsediment und
reicht durch den Dolomitmantel der Druse hindurch bis in den Hohlkörper der Druse. Schwer zu sagen ob
zuerst der Quarz oder der würfelige, gelbliche Dolomit in deren Innerem vorhanden war. Die teilweise auf
den Quarzen sprossenden, großen, klaren bis weißen Kalkspataggregate sind jedenfalls später gewachsen. Die wasserklaren bis grauweißen Kalkspatkristalle mit fünfeckigen Endflächen sind jedoch eindeutig
nach der Quarzbildung entstanden, wie man an eingewachsenen Quarzen feststellen kann.
Es gibt auch kleine Doppelenderquarze, auf denen jeweils ein deutlich größerer aufsitzt. So bilden sich
sehr schöne „Zepterformen“ aus. An einigen Quarzen konnte beobachtet werden, dass eine seitliche Fläche sich nach oben hin verjüngt. Das hat zur Folge, dass die beiden jeweils seitlich angrenzenden Flächen
nach oben hin breiter wurden. Auch gibt es an solchen Exemplaren durchgebogene Seitenflächen, die an
eine Bananenform erinnern. Die meisten Exemplare haben neben den drei fünfeckigen Endflächen noch
zwei dreieckige Endflächen, die fast immer kleiner als die Hauptendflächen ausgebildet sind.
Neben diesen Mineralien konnten im nordöstlichen Grubenbereich nahe der Oberfläche kleinste Gipskristalle (CaSO4) im Millimeterbereich beobachtet werden, welche auf den Oberflächen des plattigen Tonsteins rasenartig angeordnet waren. Außerdem noch etwa quadratisch geformte, etwa 1 x 1 cm große und
bis um 1 mm dicke, scheibenförmig ausgebildete, dunkle Kristalle mit glatter Oberfläche, welche bunt und
metallisch schimmerten. Hierbei handelt es sich um Zinkblende (ZnS). Ihre Grundfärbung reicht von fast
schwarz bis schwarzbraun und sie konnten bisher nur in den Schwundrissen von oberflächennahen Geoden beobachtet werden (Taf. 7, Abb. 6). In den Drusen kommen die beiden letztgenannten Mineralien
scheinbar nicht vor.
Zum Leidwesen aller Interessenten gibt es für die Region kaum bekannte Literatur über diese Mineralausbildungen. Lediglich BÜCHNER & SERAPHIM (1973, 1975, 1977, vergl. auch BÜCHNER 1986) beschreiben für
die angrenzenden Regionen ähnliche Mineralvorkommen und liefern, gut nachvollziehbar, Deutungen zur
Entstehung dieser Minerallagerstätten.
6 Fossilien
Ausführlich beschrieben werden in diesem Abschnitt ausnahmslos die Ammoniten, obwohl auch verschiedene Muscheln als Begleitfauna auf bestimmte Subzonen hinweisen können. Die Ammoniten-Arten
haben eine leitende Funktion. Ihre Bestimmung hilft der Zuordnung zu den definierten Faunenhorizonten in
der Ablagerungsgeschichte. Die Begleitfossilien werden in Form einer Liste zusammen mit den Leitammoniten aufgeführt. Auf den Tafeln werden einige dieser Begleitfossilien abgebildet. Verschiedene Fossilien
waren wegen des stark bräunlich verwitterten Tonsteins so schlecht erhalten, dass auf eine Abbildung der
Fundstücke verzichtet wird. Weitere Abbildungen der genannten Begleitfossilien finden sich bei SCHUBERT
(2004 + 2007a).
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herkömmliche
Gliederung
Unter –
Pliensbachium
(Carixium)
OberPliensbachium
(Domerium)
Stufen
Zonen
Subzonen
erfasste
Leitammoniten
Amaltheus
margaritatus
Amaltheus
stokesi
Amaltheus stokesi
Amaltheus bifurcus
Amaltheus wertheri
Prodactylioceras
davoei
Oistoceras
figulinum
Oistoceras sp.
Androgynoceras
lataecosta /
capricornus
Androgynoceras sp.
Androgynoceras
maculatum
Androgynoceras maculatum
Tragophylloceras Beaniceras
ibex
luridum
Acanthopleuroceras
valdani
Beaniceras senile
?Beaniceras luridum
Liparoceras sp.
Lytoceras fimbriatum
Tragophylloceras loscombi
Acanthopleuroceras sp.
Beaniceras centaurus
Liparoceras cf. cheltiense
Lytoceras fimbriatum
?Metaderoceras sp. 1
?Metaderoceras sp 2
?Metaderoceras sp 3
Tragophylloceras loscombi
Tab.1: Gliederung des Pliensbachiums mit den Faunenhorizonten, die durch Fossilfunde belegt werden
konnten. Die Tabelle gilt für beide Tongruben gleichermaßen.
Nachfolgend die Fossilliste der beiden Aufschlüsse, gemeinsam aufgeführt.:
Ammoniten des Ober-Pliensbachium bei Sommersell:
Amaltheus stokesi (SOWERBY)
Amaltheus bifurcus HOWARTH
Amaltheus wertheri LANGE
Ammoniten des Unter-Pliensbachium bei Sommersell:
Acanthopleuroceras sp., Taf. 5, Fig. 3
Androgynoceras maculatum (YOUNG & BIRD)
Beaniceras centaurus (D ORBIGNY), Taf. 1, Fig. 1 – 1 c.
Beaniceras senile BUCKMAN, Taf. 2, Fig. 2 – 2 b.
?Beaniceras luridum (SIMPSON)
Liparoceras cf. cheltiense (MURCHINSON)
Liparoceras sp., Taf. 1, Fig. 4 + 4 a.
Lytoceras fimbriatum (SOWERBY)
?Metaderoceras sp. 1
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?Metaderoceras sp. 2
?Metaderoceras sp. 3
Oistoceras sp.
Tragophylloceras loscombi (SOWERBY) Makrokonch, Taf. 2, Fig. 5 + 6, und Mikrokonch
Begleitfossilien aus dem Unter-Pliensbachium bei Sommersell:
Nautiliden
Cenoceras intermedium (SOWERBY), Taf. 2, Fig. 1 + 2
Belemniten
Passaloteuthis apicicurvata (BLAINVILLE), Taf. 3, Fig. 6
Subhastites compressoides (SCHUMANN), Taf. 3, Fig. 3
Schnecken
Tylotrochus subimbricatus (D ORBIGNY), Taf. 2, Fig. 3
Katosira sp. , Taf. 2, Fig. 4
Serpeln
Pentaditrupa quinquesulcata (MÜNSTER in GOLDFUSS), Taf. 5, Fig. 5
Mucroserpula quinquecristata (MÜNSTER)
Brachiopoden
Cincta numismalis (VALENC.)
Rhynchonella triplicata PHILL.
Muscheln
Bakevellia laevis (BUCKMAN), Taf. 4, Fig. 7
Ceratomya petricosa (SIMPSON)
Camptonectes subulatus (MÜNSTER)
Cardinia attenuata (STUTCHBURY)
Goniomya literata (SOWERBY)
Gresslya sp., Taf. 5, Fig. 2
Mactromya cardioides (PHILLIPS).
Modiolus hillanus (SOWERBY)
Modiolus scalprum (SOWERBY), Taf. 5, Fig. 1 + 2
Nuculana trapezoidalis (MONKE)
Oxytoma inaequivalvis (SOWERBY)
Parainoceramus ventricosus (SOWERBY), Taf. 4, Fig. 3 + 3a
Pholadomya cf. ambigua (SOWERBY), Taf. 4, Fig. 6
Pleuromya cf. costata (YOUNG & BIRD), Taf. 4, Fig. 5
Plicatula spinosa SOWERBY
Pinna folium (YOUNG & BIRD), Taf. 4, Fig. 1
Pseudolimea acuticosta (GOLDFUSS)
Pseudopecten equivalvis (SOWERBY)
Ryderia doris (D`ORBIGNY) [Syn. = Nuculana complanata ], Taf. 4, Fig. 4
Sphaeriola subglobosa (TATE), Taf. 4, Fig. 2
Seelilien
Chladocrinus basaltiformis (MILLER), Taf. 5, Fig. 5
Seeigel
Pseudodiadema guestfalica DAMES, Taf. 5, Fig. 4 + 7
Saurier
Ichthyosaurus sp., Taf. 3, Fig. 4 - 5
Plesiosaurus sp.
verschiedene Treibhölzer
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6.1 Amaltheus stokesi (Sowerby)
Ohne Abbildung. A. stokesi (SOWERBY) zeichnet sich durch eine flach scheibenförmige Form aus und hat
einen relativ engen Nabel. Die flachrunden Rippen verlaufen leicht nach vorn geneigt zunächst gerade,
dann aber oberhalb der Flankenmitte in einem deutlichen Bogen nach vorn biegend in Richtung Kiel. Dieser zeichnet sich durch die berühmte Zopfknotung aus. Diese Merkmale konnten bei den in Sommersell
gefundenen Exemplaren, die jedoch allesamt im Tonstein flachgepresst erhalten waren, auch erkannt werden.
Das Vorhandensein beschränkte sich auf den nordöstlichen Grubenrand nahe der Einfahrt zur Tongrube
Bergmann. Dort wurden sie nur im stark verwitterten oberflächennahen Tonstein gefunden. Dieser enthielt
keine erkennbaren Geoden oder Kalkbänke. Das regional nächste Vorkommen von Angehörigen dieser
Ammonitenfamilie wird von JORDAN (1960) vom Oelberg bei Bonenburg genannt. Er berichtet hier von einer
30 cm mächtigen Kalkbank, in der Amaltheen und Oistoceraten vermengt vorkommen. Es handelt sich
offenbar um die gleiche Kalkbank wie in der weiteren Umgegend von Salzgitter, in der nach neueren Auffassungen eine stetige Transgression stattgefunden hat. Das hat zu einer sachten Vermengung von unterschiedlichen Subzonenfossilien geführt. Bei genauer Betrachtung dieser Grenzbank fällt jedoch deutlich
auf, dass die Ammoniten trotz Vermischung dennoch leicht sortiert nach bestimmten Familien innerhalb
der Bank angeordnet sind.
6.2 Amaltheus bifurcus HOWARTH
Ohne Abbildung. Eine weitere nachgewiesene Art ist A. bifurcus HOWARTH. In Sommersell konnte sie in
Vergesellschaftung mit A. stokesi (SOWERBY) gefunden werden. Die Gehäusemerkmale ähneln denen des
großwüchsigen A. stokesi (SOWERBY). Jedoch ist die Skulptur deutlich gerader vom Nabel zum Kiel hin verlaufend und auch in allen andern Merkmalen ist eine deutlich gröbere Skulptur vorhanden. Die Aufteilung
der Rippen, die sich oberhalb der Flankenmitte gabeln und in ein bis zwei Zopfknoten enden, dient als
Hauptmerkmal dieser Art. Im Gegensatz zu A. stokesi ist diese Art zudem kleiner, niedrigmündiger und
etwas weiter genabelt.
Die vorgefundenen Gehäuse waren ebenfalls alle flachgepresst und nicht so häufig wie die zuvor
beschriebene Art, mit der sie in Grabgemeinschaft lagen. HOWARTH (1958, Taf. 1) zeigt die wahrscheinliche
Variationsbreite dieser Art.
6.3 Amaltheus wertheri LANGE
Ohne Abbildung. A. wertheri LANGE wurde 1932 von LANGE von einem Vorkommen bei Werther (Westf.)
beschrieben. Diese Art ist ein ständiger Begleiter der beiden vorgenannten Arten und wurde auch zusammen mit diesen in der Tongrube von Bergmann bei Sommersell gefunden. Flachgepresst lagen die bis zu
2 cm kleinen Gehäuse im verwitterten Tonstein. Diese Art ist im Unterschied zu den vorgenannten die niedrigmündigste. Sie besitzt kurze gerade Rippen, die knapp über der Flankenmitte verlöschen. Darüber sind
oft nur feinste Anwachsstreifen zu erkennen. Der Zopfkiel ist unterschiedlich ausgebildet, meist aber sehr
fein. A. wertheri LANGE besitzt ein Rostrum, welches über die Gehäusemündung mit der V-förmig zum
Mundsaum verlaufenden letzten Rippe hinausragt und oft leicht eingerollt ist.
Diese Art scheint im Bereich der Herforder Liasmulde stark zu variieren, wie der Verfasser bei seiner
Bearbeitung dieser Ammonitenfamilie feststellten musste. JORDAN s (1960) auf Taf. 1, als Fig. 9 dargestellte Kümmerform, gehört möglicherweise ebenfalls zur Variationsbreite dieser Art.
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6.4 Acanthopleuroceras sp.
Anhang: Taf. 5, Fig. 3. Eine in bestimmten Faunenhorizonten dieser Subzone nicht seltene, jedoch überwiegend in verdrückter Erhaltung vorkommende Art ist A. valdani. (D ORBIGNY), das Subzonenleitfossil. Eine
weitere aus diesen Schichten bekannte Form ist A. maugenesti (D ORBIGNY). Die relativ weitnabligen Gehäuse haben eine hochrechteckige Wohnkammer mit fastigat zugeschärftem Kiel aufzuweisen. Nachdem die
zunächst schwachen Rippen die schräge Nabelkante herauf verlaufen sind, bilden sie einen kleinen Knoten aus. Auf der Flanke verlaufen gerade Einfachrippen, die erst kurz vor der Ventralkante nach vorn ziehen. Dabei bilden sie in der Regel einen Knoten aus, über dem die Rippen sich in feinere Anwachslinien
aufspalten. Auf der Ventralseite weisen sie unter starker Abschwächung in einem spitzen Winkel nach vorn.
A. maugenesti (D ORBIGNY) unterscheidet sich vor allem dadurch vom Leitfossil A. valdani (D ORBIGNY), dass
seine Beknotung schwächer ausgeprägt ist oder gar gänzlich fehlt.
Bis auf die flachgedrückten Innenwindungen, sind in den beiden Tongruben lediglich die Wohnkammern,
plastisch als Steinkern erhalten gefunden worden. Ausnahmen sind kleine Pyritkerne, die aber meist nur
den Fragmokon wiedergeben. Dies war zumindest in Osterkappeln und bei Herford der Fall. Reste von Vertretern dieser Gattung konnten aus beiden Tongruben belegt werden. Während sie in der Tongrube von
Lücking flachgepresst im Tonstein vorgefunden wurden, konnten sie in der Tongrube von Bergmann auch
in der weit oben anstehenden Lage großer, runder Geoden (bis 70 cm Durchmesser) beobachtet werden.
Dennoch ist eine sichere Bestimmung wegen der schlechten Erhaltung vorerst nicht möglich, weswegen
auf eine Artangabe verzichtet wird.
6.5 Androgynoceras maculatum (YOUNG & BIRD)
Anhang: Taf. 1, Fig. 5. Die Androgynoceraten sind mäßig weit gewunden. Ihre Skulpturen bestehen aus
geraden, bei größeren Exemplaren teilweise wulstigen Einfachrippen, die manchmal schwach nach vorn
gebogen über die Ventralseite hinweg gehen. Damit ist diese Gattung relativ einfach erkennbar. Von SPATH
(1938) wurden die Liparoceratidae, zu denen auch A. maculatum (YOUNG & BIRD) gehört, systematisch überarbeitet. Seine Ausführungen und Beschreibungen haben bis heute ihre Gültigkeit nicht verloren.
A. maculatum (YOUNG & BIRD) ist im nordöstlichen Teil der Grube von Bergmann nahe der Einfahrt mehrfach gefunden worden. Die meisten Belegstücke sind Wohnkammersteinkerne und die Innenwindungen
waren ausnahmslos verdrückt. Der Tonstein war in diesem Bereich stark durchwittert. Bessere Funde sind
wohl vorerst nicht zu machen. Diese Art konnte in den vergangenen Jahren aus der Tongrube Lücking in
Bonenburg und an verschiedenen Orten in der Herforder Liasmulde in körperlicher Erhaltung vielfach nachgewiesen werden. Gut erhaltenes Material stammt dort von der Eckendorfer Straße in Bielefeld (SCHUBERT
2006b.), wo es auch kleinere frühe Formen ähnlich B. luridum (SIMPSON) gab und von der Kanalbaustelle
bei Bielefeld-Altenhagen, über die der Verfasser (SCHUBERT 2006a) berichtete.
Während A. maculatum (YOUNG & BIRD) einen relativ runden Windungsquerschnitt besitzt, wurden aber
auch flachere, hochmündigere Gehäusebruchstücke in der Grube Bergmann gefunden. Möglicherweise
sind diese späten Androgynoceraten zuzuordnen, wie zum Beispiel A. lataecosta (SOWERBY) oder A. capricornus (SCHLOTHEIM). Letztere zeichnen sich durch eine Zunahme der Bedornungsneigung aus, so dass sie
im adulten Zustand einem Liparoceras sehr ähnlich werden können. Enddurchmesser von ca. 15 cm sind
bei den beiden letztgenannten Arten möglich.
6.6 Beaniceras centaurus (D ORBIGNY)
Anhang: Taf. 1, Fig. 1 – 1 c. Es handelt sich hierbei um einen kleinen kompakten Ammoniten mit Leitcharakter, welcher zur Familie der Liparoceratidae gehört. Sein Auftreten verweist mit ziemlicher Sicherheit
auf die obere valdani-Subzone. Diese Art kommt zwar meist vereinzelt und verdrückt über mehrere Faunenhorizonte hinweg vor. Ebenso konnte sie bei Herford in mehreren Lagen gesichtet werden und es gab
sogar eine Schicht, in der sie sehr häufig lagerte. Man fand sie dort in Abständen von ca. 20 cm regelmä-
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ßig! Erhaltung und Aussehen dieses Fossils waren dort identisch mit dem von Sommersell. Auch in Herford waren die meisten Exemplare flachgedrückt, wie der Verfasser (SCHUBERT 2007a) seinerzeit beschrieb.
Diese Art kam in beiden Tongruben an mehreren Stellen vor.
HOFFMANN (1982) erklärt in seinen Ausführungen über diese kleinwüchsige Ammonitenart, dass eine ähnliche Form aus dem tieferen Teil der valdani-Subzone von Hellern bei Osnabrück bekannt geworden ist,
deren genaue Bestimmung noch aussteht. Die Artdefinition scheint bei frühen Beaniceraten problematisch.
Dies erkannte bereits DONOVAN (1961), der die Grenze der valdani-Subzone deshalb höher legte und dafür
die centaurus-Subzone wegfallen ließ. Dieser Faunenbereich zählt daher jetzt zur oberen valdani-Subzone.
Ergänzend dazu fügte er oberhalb eine luridum-Subzone hinzu. B. luridum (D ORBIGNY) ist deutlich größer
und vertritt eine Übergangsform, die zu den Androgynoceras-Arten der davoei-Zone überleitet.
6.7 Beaniceras senile BUCKMAN
Anhang: Taf. 1, Fig. 2 – 2 b. Diese Art wurde überraschend gegen Jahresende 2008 im vorderen Bereich
der Grube Bergmann gefunden. Sie stammt aus einer Kalkbank und kommt zusammen mit einem anderen
Ammoniten vor, der sehr gut ein B. luridum (SIMPSON) sein kann.
Beaniceras senile ist mit ca. 32 mm Durchmesser ein schon ziemlich großwüchsiger Vertreter der frühen
Angehörigen der Gattung Beaniceras. Eine Ähnlichkeit besteht zur Seitenansicht von B. centaurus (D ORBIGNY), der aber im Ganzen etwas gedrungener geformt ist. Bei B. senile BUCKMAN tritt die Berippung schon
deutlicher hervor, wodurch er sich als Übergangsform zu B. luridum (SIMPSON) zu erkennen gibt. Auch ist
das Gehäuse etwas hochmündiger geformt. Bei SPATH (1938) ist auf Tafel 15, Fig. 2 a – 2 b ein sehr ähnliches Exemplar als Beaniceras aff. senile BUCKMAN abgebildet.
6.8 ?Beaniceras luridum (SIMPSON)
Ohne Abbildung. Leider nur als Negativabguss liegt wohl ein Rest von B. luridum (SIMPSON) aus einer
Kalkbank der Grube Bergmann vor. Dieser Rest lässt auf einen Durchmesser von knapp über 4 cm schließen. Es sind deutlich die markanten Rippen zu erkennen, welche diese Art auszeichnen. Diese Art wurde
in der Kalkbank zusammen mit B. senile BUCKMAN gefunden.
In der Tongrube von Lücking bei Bonenburg lagen Exemplare dieser Art ebenfalls in einer Kalkbank. Sie
kamen darin zusammen mit verschiedenen Beaniceraten und mehreren ähnlichen Androgynoceraten vor.
6.9 Liparoceras cf. cheltiense (MURCHINSON)
Anhang: Taf. 1, Fig. 3 + 3 a. Dem Verfasser liegen von dieser Liparoceras-Art nur kleinere Exemplare bis
um 5 cm Durchmesser und Wohnkammerbruchstücke aus der oberen valdani-Subzone vor, die auf Durchmesser von ca. 10 cm schließen lassen. Diese sind leider wenig aussagekräftig, da sich artspezifische
Merkmale oft erst bei größeren Individuen deutlicher erkennen lassen. Oft können aber auch die innersten
Windungen eine gewisse Aussagekraft besitzen. Ähnlichkeiten zu L. cheltiense (MURCHINSON) sind daher bei
den vorliegenden kleineren Individuen zu erkennen. Erfahrungsgemäß wird erst von L. cheltiense (MURCHINSON) gesprochen, wenn er aus der luridum-Subzone stammt. Hier befinden wir uns aber in der oberen
valdani-Subzone und diese präsentiert lediglich B. centaurus (D ORBIGNY). Von Herford wissen wir, dass in
diesem Bereich Formen wie L substriatum SPATH, L. pseudostriatum TRUEMAN oder L. kielsbiense SPATH
anzutreffen sind. Das kann aber nur sicher entschieden werden, wenn größere Exemplare vorliegen, die L.
cheltiense (MURCHINSON) sicher belegen würden. Daher muss hier zunächst eine Artzuweisung mit Vorbehalt erfolgen.
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Anhang: Taf. 1, Fig. 7. Von einem Exemplar nehmen wir jedoch an, dass hier wohl ein echter L. cheltiense vorliegen könnte. Größe und Skulptur passen in etwa zu dieser Art. Er stammt aus dem vorderen
Bereich der Grube Bergmann und liegt dort zusammen mit T. loscombi (SOWERBY) und Lytoceras sp. Letzteres ist dort häufiger und aus diesem Grund besteht zumindest der Verdacht, dass hier noch Reste der
luridum-Subzone unterhalb der Schichten mit Androgynoceras sp. anstehen. B. centaurus (D ORBIGNY)
wurde hier bislang nicht gefunden. Stratigrafisch liegt es über der Kalkbank mit B. senile BUCKMAN und ?B.
luridum (SIMPSON) und müsste daher in die luridum-Subzone gestellt werden, immer vorausgesetzt, dass
keine tektonische Störung vorliegt, die eine Deutung der Lagerungsverhältnisse erschwert.
6.10 Liparoceras sp.
Anhang: Taf. 1, Fig. 4 + 4a. Das Bruchstück einer unbestimmten Liparoceraten-Art fand sich als Lesefund bereits vor 5 Jahren in der Tongrube von Bergmann. Es wurde zusammen mit Tragophylloceras loscombi (SOWERBY), Wohnkammern von Liparoceras sp. und vielen Exemplaren von Parainoceramus ventricosus (SOWERBY) gefunden.
Es handelt sich hierbei um das Bruchstück einer halben Wohnkammerwindung. Doch scheint es der Teil
der Innenwindung eines größeren Individuums zu sein und kann daher nur unter Vorbehalt artmäßig
bestimmt werden. Ähnlichkeiten bestehen zu Androgynoceras sparsicosta (TRUEMAN), nachgewiesen bei
SPATH, (1938, Taf. 9, Fig. 4 a – b), zu Liparoceras aff. geyeri SPATH,(1938, Taf. 10, Fig. 4 a – b) oder zu L. naptonense SPATH, (1938.Taf. 14, Fig. 6). Dort werden aber nur die Zonen als Vorkommen angegeben, was eine
genaue stratigrafische Zuordnung verwehrt.
Aus Bonenburg fand der Verfasser das sehr ähnliche Exemplar aus der ca. 25 cm mächtigen Kalkbank,
welche häufig Lytoceras führte und zur luridum-Subzone gehört. Hier treten Androgynoceras intracapricornus (QUENSTEDT) und A. sparsicosta (TRUEMAN) auf, die der luridum-Subzone zugeordnet werden können.
Bei der Zerlegung eines scheinbaren Liparoceras cheltiense (MURCHINSON) zeigte sich, dass die Innenwindungen denen des Exemplars aus der Grube Bergmann bei Sommersell gleichen. Möglicherweise ist das
Bruchstück aus der Grube Bergmann damit zu dieser Art zu stellen.
6.11 Lytoceras fimbriatum (SOWERBY)
Ohne Abbildung. Ein hochovaler bis kreisrunder Windungsquerschnitt ist sein auffälligstes Merkmal. Das
weitnablig gewundene Gehäuse weist viele engständige, niedrige Rippen auf, die in auffälliger Weise
gezackte Kanten besitzen. Dieses Merkmal wird als “Fimbrierung“ bezeichnet.
Reste dieser Ammonitenart gehören innerhalb der Herforder Liasmulde und in den umliegenden Gebieten zu den üblichen Funden eines Tonsteinaufschlusses im mittleren Lias. In Bonenburg kommt diese Art
sogar sehr häufig und in Größen mit bis zu einem Durchmesser um 30 cm in einer ca. 30 cm dicken Kalkbank vor. Hinzu gesellen sich dort Beaniceras luridum (SIMPSON), B. luridum var. wrighti FUCINI, Androgynoceras maculatum (YOUNG & BIRD), A. intracapricornus (QUENSTEDT), A. sparsicosta (TRUEMAN), Liparoceras
cheltiense (MURCHINSON), Tragophylloceras loscombi (SOWERBY), Cenoceras intermedium (SOWERBY) und
viele verschiedene andere Fossilien.
6.12 ?Metaderoceras sp. 1
Ohne Abbildung. ?Metaderoceras sp. 1 wurde mehrfach als Bruchstück in der Tongrube Bergmann
gefunden. Ähnlichkeiten bestehen zu M. gemelleroi (LEVI). Der Querschnitt ist rundlich-trapezförmig bis
hochrund. Die Bestimmung dieser Art und der beiden folgenden bereiten Schwierigkeiten. Wegen mangelnder Aufschlüsse im nordwestdeutschen Unter-Pliensbachium konnten in den vergangenen Jahrzehnten kaum ähnliche Funde gemacht werden. Vereinzelte Funde entsprechender Ammoniten meldete HOFF-
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MANN (1982) aus dem ehemaligen Tagebau Haverlahwiese und von Schandelah, können aber aufgrund ihrer
Lagerungsverhältnisse keinem genaueren Faunenhorizont einer Subzone zugeordnet werden. Die bei
HOFFMANN auf Tafel 12, Abb. 1 und 2a – 2 b abgebildeten Exemplare sind recht gut zu erkennen. Der Autor
beschreibt beide als M. cf. fila (QUENSTEDT). Dennoch weisen die beiden Exemplare grundsätzliche Unterschiede auf. Während Abb. 1 keine innere Knotenreihe aufweist, zeigt das Exemplar auf Abb. 2 eine deutliche innere Knotenreihe, wie wir sie auch bei anderen Microderoceras-Arten finden. Auch in der Gestaltung der Rippen sind Unterschiede deutlich zu erkennen. Das würde eventuell auf verschiedene Arten hindeuten. Bei seinen Untersuchungen kommt HOFFMANN (1982) zum Schluss, dass die von ihm untersuchten
Exemplare vermutlich aus der tieferen jamesoni-Zone stammen, was durch andere Indizien erhärtet würde.
In seiner Veröffentlichung über den Autobahnzubringer bei Herford bezeichnete der Verfasser (SCHUBERT
2007a) diese Art daher noch als Microderoceras. fila (QUENSTEDT) und Microderoceras cf. fila (QUENSTEDT),
den Ausführungen HOFFMAN s (1982) folgend. Inzwischen gibt es aber nach Erscheinen dieser Veröffentlichung Hinweise aus England, Frankreich und der Schweiz, die beachtenswert sind. Bei GÈCZY & MEISTER
(2007) finden sich deutliche Beschreibungen, die zuverlässigere Zuordnungen möglich machen.
Es handelt sich vermutlich um Angehörige der Gattung Metaderoceras, welche verschiedenen Formen
um M. gemelleroi (LEVI) zuzuordnen wären. Es scheint hier das stratigrafisch höchste Vorkommen für Angehörige dieser Gattung zu sein. Tatsächlich stimmen die stratigrafischen Reichweiten in Ungarn deutlich mit
denen unseres Fundgebietes in Norddeutschland überein. Es liegen mittlerweile in verschiedenen privaten
Sammlungen Fossilbruchstücke oder auch komplette Exemplare dieser Arten vor. Sie stammen alle aus
der oberen valdani-Subzone (früher = centaurus-Subzone), überwiegend aus einem Bereich, in dem Beaniceras centaurus (D ORBIGNY), Tragophylloceras loscombi (SOWERBY) und verschiedene Formen von Liparoceras, wie zum Beispiel L. striatum, L. substriatum, L. pseudostriatum (siehe bei SCHUBERT 2007 a) sowie
weitere stammen. Alle Exemplare der letzten Beobachtungszeit von etwa vier Jahren wurden überwiegend
bei Herford und aus den beiden Tongruben bei Sommersell im Steinheimer Becken, geborgen. Lediglich
aus Bonenburg fehlen Fundmeldungen dieser Arten. Selbst in der speziellen Bearbeitung von NIERMEYER
(1996) an diesem Ort sind keine Nachweise zu finden. Dennoch müssten sie vorhanden gewesen sein, da
in früheren Jahren eindeutig in den gleichen Faunenhorizonten abgebaut wurde. Dies wird zumindest aus
der regionalen Nähe der untersuchten Lokalitäten geschlossen.
6.13 ?Metaderoceras sp. 2
Anhang: Taf. 3, Fig. 2 + 2 a. Diesem hier abgebildeten Fossil werden vorerst alle Exemplare zugeordnet,
bei denen die Rippen dichter stehen als bei Metaderoceras gemmelleroi (LEVI) oder unserem Metaderoceras sp. 1 ähnlichen Formen und die einen höheren Windungsquerschnitt besitzen. Ähnlichkeiten bestehen
zu M. gemelleroi kondai (GECZY). Das Fossil konnte aus beiden Tongruben belegt werden. Vollständig erhaltene Gehäuse erreichen Durchmesser von ungefähr 13 cm.
Es ist nicht sicher, ob die bei uns existierenden Typen und Variationen nur einer Art zuzurechnen sind
oder ob hier aufgrund einiger Gehäusemerkmale gar bis zu 4 Arten zu erwarten wären. Es sind jedenfalls
allgemein deutliche Unterschiede im Windungsquerschnitt, der Bedornung und der Berippung zu erkennen. HOFFMANN (1982) deutete an, dass noch weiteres Material in öffentlichen Sammlungen läge. Es böte
sich daher an, sich hier durch umfassende Untersuchungen Klarheit zu verschaffen und einen Abgleich mit
dem ungarischen Material vorzunehmen.
6.14 ?Metaderoceras sp. 3
Anhang: Taf. 3, Fig. 1. Der hier abgebildete Ammonit zeigt weitere Auffälligkeiten. Nach den sichtbaren
Merkmalen scheint eine Zuordnung zu einem Metaderoceras gemelleroi (LEVI) möglich zu sein. Doch weist
er einen deutlich hochrechteckigen und schmalen Windungsquerschnitt auf, ähnlich den CrucilobicerasFormen, während die beiden vorab beschriebenen eher einen runden oder trapezförmigen Querschnitt
besitzen.
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Aus genannten Gründen kann an dieser Stelle nicht mehr zur Gattung Metaderoceras geschrieben werden, da umfangreiche Recherchen nötig sind. Es wäre dringend erforderlich, die vorliegenden Stücke allesamt einer genaueren Untersuchung zu unterziehen.
6.15 Oistoceras sp.
Anhang: Taf. 1, Fig. 6. Nur zwei Belegstücke der Gattung Oistoceras wurden gefunden. Doch waren sie
deutlich identifizierbar. Die deutlichen Rippen verlaufen in einem scharfen Knick nach vorn über den leicht
fastigaten Venter. Feinere Zwischenrippen sind eingeschaltet und die relativ weiten Abstände der Hauptrippen deuten auf eine Art der figulinum-Subzone hin, nämlich O. sinuosiforme (SPATH). Wegen der fehlenden Innenwindungen und anderen Merkmale kann die Artbestimmung nicht genauer erfolgen.
6.16 Tragophylloceras loscombi (SOWERBY)
Anhang: Taf. 2, Fig. 5 + 6. Das Gehäuse von Tragophylloceras loscombi (SOWERBY) ist flach scheibenförmig und mit einem engen Nabel versehen. Kleinwüchsige Vertreter mit Mündungsapophysen (Mikrokonche) sind ebenso vertreten wie großwüchsige (Makrokonche). Die Skulptur besteht aus mehr oder weniger
deutlichen Anwachslinien, die unregelmäßig angeordnet sind und deren Breite variieren kann. Die Skulptur
der Mikrokonche ist deutlicher als die der Makrokonche und sie können auf der Ventralseite deutliche Wülste ähnlich einem Zopfkiel aufweisen. Seinerzeit konnte der Verfasser (SCHUBERT 2001), sogar erstmals im
Bielefelder Raum bei Altenhagen, einen recht stattlichen Mikrokonch mit deutlichen Mündungsapophysen
aus der davoei-Zone nachweisen. Diese Art ist eine der ersten im unteren Jura, welche zusätzlich zum Vorziehen und Umbiegen des Kielfortsatzes eine sich deutlich abzeichnende Mündungsapophyse aufweist.
Erst später, im Toarcium, kommt diesem Merkmal eine größere Bedeutung zu. Danach, im Dogger, gehört
die Mündungsapophyse zu den eindeutigen Erkennungsmerkmalen der Mikrokonche.
Bei dieser handelt es sich um eine Art, die gerade in den letzten Jahren vielfach im Bereich der Herforder Liasmulde geborgen werden konnte. Bekannt ist sie aus den Ablagerungen von der jamesoni-Subzone bis in die figulinum-Subzone der davoei-Zone hinein. Die Ablagerungsdichte ist bei Herford (SCHUBERT
2007a) in den Schichten mit Beaniceras centaurus (D ORBIGNY) bislang die höchste gewesen. Dort gibt es
sogar einen Faunenhorizont, in dem die Art fast ausnahmslos und regelmäßig eingestreut lagert. Auch in
Sommersell kommt diese Art zwar regelmäßig, aber leider viel seltener, in der oberen valdani-Subzone vor.
Sie konnte aus beiden Tongruben belegt werden.
7 Dank
Mein Dank gilt besonders Herrn J. Mitchel aus Gütersloh, der mich laufend über den neuesten Stand in
der Grube informierte und mir wichtiges Belegmaterial überlies. Weiterhin danke ich den Herren H. und S.
Simonsen aus Bielefeld-Jöllenbeck, die mich in regelmäßigen Abständen über die gemachten Funde informierten. Außerdem danke ich noch Herrn M. Polschinski vom Museum für Bergbau- und Erdgeschichte in
Porta-Westfalica, weil er Fotografien für Abbildungen zur Verfügung stellte.
Und natürlich gilt mein Dank auch dem Grubenpersonal, welches bis 2008 gegen ein Betreten der Tongruben keine Einwände hatte und mir unter Einhaltung von Sicherheitsrichtlinien meine Untersuchungen
gestattete.
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8 Literatur
BÜCHNER, M. (1986): Geothermisch bedingte Veränderungen in Rhät- und Jura-Gesteinen des Unteren Weserberglandes
als Folge des Vlothoer Glutflußmassivs. - Ber. naturwiss. Verein für Bielefeld u. Umgegend,: 28: S.109 - 138, 19 Abb.;
Bielefeld.
BÜCHNER, M. & SERAPHIM, E. TH. (1973): Mineralneubildungen im saxonischen Bruchfaltengebirge des Unteren Weserberglandes. Teil 1. Karbon bis Keuper. – Ber. naturwiss. Verein für Bielefeld u. Umgegend, 21: S. 17 – 95, 36 Abb., 1
Tab.; Bielefeld.
-
(1975): Mineralneubildungen im saxonischen Bruchfaltengebirge des Unteren Weserberglandes. Teil 2. Jura bis Tertiär und Altersfrage. – Ber. naturwiss. Verein für Bielefeld u. Umgegend, 22: S. 59 – 146, 36 Abb., 1 Tab.; Bielefeld.
-
(1977): Mineralneubildungen im saxonischen Bruchfaltengebirge des Unteren Weserberglandes. Teil 3 (Schluss):
Nachträge zu den Lagerstätten und Kausalfrage. – Ber. naturwiss. Verein für Bielefeld u. Umgegend, 23: S. 9 – 89,
19 Abb., 1 Tab.; Bielefeld.
GECZY, B. & MEISTER, CH. (2007): Les ammonites du Sinémurien et du Pliensbachien inférieur de la montagne du Badony
(Homgrie). – Tiré-à-part de la Revue de Paléobiologie, 26 (1): S. 137 – 305, 31 Fig. (bestehend aus Tabellen und Textabbildungen), 43 Taf.; Genéve.
GRZEGORCZYK, D. et. al. (2004): Anwendung des Denkmalschutzgesetzes von Nordrhein-Westfalen im Bereich der Paläontologie. – Geol. Paläont. Westf., 63: S. 5 – 49, 38 Abb., 1 Tab.; Münster.
HOFFMANN, K. unter Mitarbeit von JORDAN, R. (1982): Die Stratigraphie, Paläogeographie und Ammonitenführung des
Unter-Pliensbachium (Carixium, Lias gamma) in Nordwest-Deutschland. – Geol. Jb. A 55: S.3 – 439, 32 Abb., 3 Tab.,
40 Taf.; Hannover.
HOWARTH, M. K., PH. D., F.G.S. (1958): A Monograph of The Ammonites of the Liassic Family Amaltheidae in Britain. –
Palaeontogr. Soc. Monogr., Part I: S. 1 – 26, 12 Textfig., Taf. I – IV; London.
JORDAN, R. (1960): Paläontologische und stratigraphische Untersuchungen im Lias delta (Domerium) Nordwestdeutschlands. – Inaugural-Dissertation d. Univ. Tübingen (unveröffentlicht): 178 S., 22 Abb., 9 Taf.: Tübingen.
LANGE, W. (1932): Über ein Hammatoceras und einen Amaltheenvorläufer (Proamaltheus wertheri gen. sp. nov.) aus dem
Lias g + d von Werther in Westfalen. – Z. dt. geol. Ges. 84: S. 235 – 241, Taf. 7 (Fig. 10); Berlin.
NIERMEYER, B. (1996): Litho- und Biostratigraphie der Tongrube Bonenburg. – Geol. Paläont. Westf., 45: S. 5 – 27, 8 Abb.,
4 Taf.; Münster.
SCHUBERT, S. (2001): Tragophylloceras loscombi (SOWERBY); Mikrokonch-Erstfund aus dem Carixium (Unter-Pliensbachium) von Bielefeld-Altenhagen. – Ber. naturwiss. Verein für Bielefeld u. Umgegend 41: S. 231 – 255, 5 Abb., 4 Taf.;
Bielefeld.
-
(2004): Das Pliensbachium im Grenzbereich Unter- / Ober-Pliensbachium (Carixium / Domerium) von Pödinghausen
in der Herforder Liasmulde.- Ber. naturwiss. Verein für Bielefeld u. Umgegend, 44: S. 7 – 39, 4 Abb., 1 Tab., 7 Taf.;
Bielefeld.
-
(2006a.): Die geologischen Aufschlüsse Bielefelds und seiner Umgebung im Jahre 2005. - Ber. naturwiss. Verein für
Bielefeld u. Umgegend 46: S. 31 - 44, 2 Abb.; Bielefeld.
(2006b.): Über einen Aufschluss im Unter-Pliensbachium (Carixium/Lias gamma) an der Eckendorfer Straße in Bielefeld
Ost. - Ber. naturwiss. Verein für Bielefeld u. Umgegend, 46: S. 45 – 85, 2 Abb., 6 Taf.; Bielefeld.
(2007a.): Fossilienfunde im Unter-Pliensbachium (Carixium) am neuen Autobahnzubringer bei Herford. – Ber. naturwiss.
Verein für Bielefeld u. Umgegend, 47: S. 17–93, 7 Abb., 1 Tab., 17 Taf.; Bielefeld.
22
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(2007b.): Das Ober-Pliensbachium (Domerium) der Herforder Liasmulde. - Teil 1, Die Aufschlüsse. – Geol. Paläont.
Westf., 68: 90 S., 8 Abb., 15 Tab.; Münster.
SIMONSEN, S. (2008): Entdeckung, Bergung und Präparation eines Plesiosauriers. – Der Steinkern; Die Fossilien-Zeitschrift der Internet-Community Steinkern.de, 1: S. 8-14, 8 Abb., Bielefeld.
SPATH, L. F. (1938): A Catalogue of The Ammonites of the liassic Family Liparoceratidae. – British Museum (Natural History), 1938: 191 S., 17 Abb., 26 Taf.; London.
9 Tafeln mit Erläuterungen
Die im folgenden Teil abgebildeten Fossilien und Mineralien stammen aus den Tonsteinschichten des
Pliensbachium, insbesondere dem Unter-Pliensbachium. Die durch Inventarnummern gekennzeichneten
Fossilien befinden sich in der Privatsammlung des Verfassers S. Schubert.
Weitere Sammlungen: MP = Mike Polschinski, Minden; MBEG = Museum für Bergbau- und Erdgeschichte in Porta-Westfalica/Kleinenbremen.
Auf besonderen Wunsch wird wissenschaftlich arbeitenden Personen das inventarisierte Material des
Verfassers leihweise zur Verfügung gestellt. Die Größen der einzelnen abgebildeten Exemplare entsprechen
nicht immer genau den Originalen, da die Bearbeitungssoftware dies nicht exakt zuließ, weswegen in den
entsprechenden Legenden die Größenangaben immer in mm angegeben sind.
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Tafel 1
Fig. 1: Beaniceras centaurus (D ORBIGNY); loser beschalter Steinkern, 18 mm Durchmesser, 1 + 1 a. stark vergrößert, 1 b + 1 c Originalgröße, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, SSMS 3163.
Fig. 2: Beaniceras senile BUCKMAN; loses komplett mit Mundsaum erhaltenes Exemplar mit (leider) wenigen
Schalenresten, Durchmesser 32 mm, luridum-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, InventarNr.: SSMS 4538.
Fig. 3: Liparoceras cf. cheltiense (MURCHINSON); beschalter Steinkern, 52 mm Durchmesser, 3 a. Ventralansicht, 3 b. Seitenansicht, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, InventarNr.: SSMS 4514.
Fig. 4: Liparoceras sp.; unbeschaltes Wohnkammerfragment, Durchmesser ca. 38 mm, 4 Seitanansicht,
4 a. Ventralansicht., obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS
3166.
Fig. 5: Androgynoceras maculatum. (YOUNG & BIRD) loses unbeschaltes Wohnkammerfragment, Höhe
35 mm, untere bis mittlere davoei-Zone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3142.
Fig. 6: Oistoceras sp.; loses unbeschaltes Wohnkammerfragment, Höhe 48 mm, figulinum-Subzone der
davoei-Zone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3141.
Fig. 7 Liparoceras sp.; loses leicht verdrücktes Exemplar, Durchmesser ca. 135 mm. Ventralansicht, vermutlich luridum-Subzone, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 3175
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Tafel 2
Fig. 1: Cenoceras intermedium (SOWERBY); 110 mm Durchmesser, beschalter Steinkern, obere valdani-Subzone, Sommersell, Tongrube Bergmann, Sammlung: MP
Fig. 2: Cenoceras intermedium (SOWERBY); 41 mm Durchmesser, beschalte Wohnkammer, obere valdaniSubzone, Sommersell, Tongrube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 3144
Fig. 3: Tylotrochus subimbricatus (D ORBIGNY); 31 mm, vermutlich luridum-Subzone, Sommersell, Grube
Bergmann, Sammlung: SSMS 2151.
Fig. 4: Katosira sp.; 3 Windungen als Steinkern erhalten, Länge des Fragments 25 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 3174.
Fig. 5: Tragophylloceras loscombi (SOWERBY); beschaltes Gehäuse eines adulten Makrokonchs mit Mundsaum, ein juveniler Makrokonch aufsitzend, Durchmesser des großen Exemplars 105 mm, vermutlich luridum-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3140.
Fig. 6: Tragophylloceras loscombi (SOWERBY); beschaltes Gehäuse eines juvenilen Makrokonchs, unpräpariert, D. 38 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3170.
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Tafel 3
Fig. 1: ?Metaderoceras sp. 3; beschalter Steinkern, von der Oberseite eingedrückt, 68 mm Durchmesser,
obere valdani-Subzone, Sommersell, Tongrube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 2152.
Fig. 2: ?Metaderoceras sp. 2; beschalter Steinkern eines Wohnkammerbruchstücks, Länge des Fragments
ca. 73 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Tongrube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 3167.
Fig. 3: Subhastites compressoides (SCHUMANN); loses Belemnitenrostrum, Länge 80 mm, obere valdaniSubzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 3145.
Fig. 4: Ichthyosaurier (unbestimmt); einzelner Wirbelkörper, Wirbel ca. 20 mm Durchmesser, obere valdaniSubzone, Sommersell, Grube Bergmann, Sammlung: MBEG.
Fig. 5: Ichthyosaurier (unbestimmt); Knochenzusammenballung, hauptsächlich Wirbelkörper, größter Wirbel ca. 20 mm Durchmesser, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Sammlung:
MBEG.
Fig. 6: Passaloteuthis apicicurvata (BLAINVILLÉ); loser Bememnit mit Teilen des Fragmokon, Länge des
Rostrums 72 mm, vermutlich luridum-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS
4546.
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Tafel 4
Fig. 1: Pinna folium (YOUNG & BIRD); 85 x 150 mm, beschalter doppelklappiger Steinkern, obere valdaniSubzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 4550
Fig. 2: Sphaeriola subglobosa (TATE); doppelklappiger Steinkern mit Schale, 27 x 25 mm, obere valdaniSubzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3172
Fig. 3: Parainoceramus ventricosus (SOWERBY); doppelklappiger beschalter Steinkern, 60 x 96 mm, 4 Rükkenansicht, 3 a. Seitenansicht, wohl luridum-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, InventarNr.: SSMS 1604.
Fig. 4: Rhyderia sp., vermutlich Rhyderia doris (D ORBIGNY) [=Nuculana (Leda) complanata GOLDFUSS]; völlig
mit Kalzit verkrustete und daher nicht sicher bestimmbare doppelklappige Muschel, 32 mm x
10 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Lücking, Inventar-Nr.: SSMS 3164.
Fig. 5: Gresslya sp.; doppelklappiger Steinkern mit flachen Anwachslinien, 45 mm x 26 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Lücking, Inventar-Nr.: SSMS 4516.
Fig. 6: Pholadomya ambigua (SOWERBY); doppelklappiger beschalter Steinkern, 48 x 45 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 4515.
Fig. 7: Bakevellia laevis (BUCKMAN); loser doppelklappiger Steinkern mit Schale, Höhe 42 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3135.
Fig. 8: Cosmetodon buckmani (RICHARDSON); nicht ganz vollständiger doppelklappiger beschalter Steinkern, 46 x 23 mm, obere valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 4539.
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Tafel 5
Fig. 1: Modiolus scalprum (SOWERBY); 32 x 110 mm, beschalter doppelklappiger Steinkern, obere valdaniSubzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 3136
Fig. 2: Modiolus scalprum (SOWERBY); 34 x 110 mm, Einzelklappe auf Rest einer Großgeode, hier mit Gresslya sp. und ? Acanthopleuroceras sp. vergesellschaftet (nicht sichtbar), alle unbeschalt, valdaniSubzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS
Fig. 3: ? Acanthopleuroceras sp.; Länge des Wohnkammerfragmentes ca. 65 mm, aus einer Großgeode,
valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Sammlung Simonsen.
Fig. 4: ? Pseudodiadema guestfalica DAMES; Gürtel bestehend aus 5 Ambulacralplatten, Länge des Objektes ca. 39 mm, valdani-Subzone, Sommersell, Sammlung Simonsen.
Fig. 5: Chladocrinus basaltiformis (MILLER); mehrere Stielglieder im Verband neben einer Serpel Pentaditrupa quinquesulcata (MÜNSTER in GOLDFUSS), Stielglieder ca. 20 mm, valdani-Subzone, Sommersell,
Sammlung Simonsen.
Fig. 6: Gresslya sp.; 41 x 26 mm, loser doppelklappiger und beschalter Steinkern, valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.: SSMS 4558.
Fig. 7: ? Pseudodiadema guestfalica DAMES; Stacheln eines großen Seeigels, Länger ca. 75 mm, valdaniSubzone, Sommersell, Sammlung Simonsen.
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Tafel 6
Fig. 1/2: Quarzkristall SiO2; Zepterquarz „Lippischer Diamant“ mit Stiel, leicht rosabräunlich eingefärbt,
in Druse zusammen mit Dolomit, Höhe mit Stiel 12 mm, 2 gleicher Kristall stark vergrößert, aus
Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3077.
Fig. 3: Quarzkristall SiO2; Gruppe von 5 Kristallen in Druse zusammen mit Dolomit und Kalzit, Wuchsform
wie Lip. Diamant, Höhe Einzelkristall 10 mm, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3078.
Fig. 4: Quarzkristall SiO2; wasserklarer Kristall in Druse zusammen mit Dolomit und Kalzit, Wuchsform wie
Lip. Diamant, Höhe Einzelkristall 10 mm, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell,
Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3083.
Fig. 5. Quarzkristall SiO2; kompakter „Doppelender“ in Druse zusammen mit Dolomit und Kalzit, Länge
7 mm, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS
3079.
Fig. 6: Quarzkristall SiO2; teilweise von Kalkspat überwucherter „Doppelender“ in Druse, Länge 11 mm,
aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3182.
Fig. 7: Quarzkristall SiO2; aufgewachsener „Doppelender“ aus flacher Druse, Länge 17 mm, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3176.
Fig. 8: Pyritagregat FeS2; Kugelform anstrebend, bestehend aus kleinen ineinander verschachtelten Würfeln, Durchmesser ca. 30 mm, aus dem Tonstein der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 2125.
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Tafel 7
Fig. 1: Quarzkristall SiO2; loser Doppelender aus Tonsteindruse, Länge 15 mm; seitliche Mitte Aufwuchs
von winzigen säuligen Kalzit-Kristallen, längster ca. 2 mm, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3077.
Fig. 2: Quarze, SiO2; mehrere kleine Häufchen von Doppelenderkristallen auf rechteckigem Dolomit, Einzelkristall ca. 1 - 2 mm, Tonstein der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr.
SSMS 3089.
Fig. 3: Dolomit, CaMg(CO3)2; Zusammenballung von kleinsten Kristallen, größter Einzelkristall ca. 3 mm,
darauf eine Kruste aus grünlichen winzigen (vermutlich) Markasit-Kristallen (FeS2), aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3097.
Fig. 4. Pyrit FeS2; Häufchen kleiner Pyrit-Würfel, größter Einzelkristall ca. 1 mm, in einer Druse auf KalzitKristallen aufgewachsen, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann,
Inventar-Nr. SSMS 3120.
Fig. 5: Kalkspat CaCO3; ansehnliche Kristalle, größter Einzelkristall ein Doppelender-Kristall mit 3 fünfekkigen Endflächen ist ca. 20 mm lang, rechts oben (Pfeil), Klumpen zapfenförmig geschichteter Pyrit
(FeS2)-Kristalle mit schwarzbraunem Limonitüberzug, links neben Mitte (Pfeil), aus Dolomitspalte in
der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3101.
Fig. 6: Zinkblende ZnS; flache scheibenförmige Kristalle, Grundfarbe schwärzlich, dabei bunt schillernd,
Kristall abgebrochen, Rest an Anwachsstelle ca. 15 mm breit, in flachem Riss einer Großgeode, aus
Geode in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3102.
Fig. 7: Kalkspat CaCO3; Kristalle in rundlich gedrungenen Formen sind kettenförmig hintereinander angeordnet auf Dolomit aufsitzend, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3179.
Fig. 8: Quarzkristall SiO2; loser „Milchquarz“, ca. 5 mm, aus Dolomitspalte in der valdani-Subzone, Sommersell, Grube Bergmann, Inventar-Nr. SSMS 3089.
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Geol. Paläont.
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5 Abb.
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4 Taf.
Münster
Februar 2010
Kalkige Nannofossilien des Santon-Campan-Grenzbereichs
(Oberkreide) von Westerwiehe (Stadt Rietberg; NRW)
Christian Linnert & Jörg Mutterlose
Zusammenfassung
Marine Sedimente der Emscher-Formation (Oberkreide) werden anhand von Proben aus einem Tagesaufschluss des östlichen Münsterlandes (Mergelgrube Westerwiehe, Rietberg) auf ihre kalkigen Nannofossilien untersucht. Diese werden dabei qualitativ und quantitativ ausgewertet, über biostratigraphische Indexarten wird die Abfolge dem Santon-Campan-Grenzbereich zugeordnet. Die relative Häufigkeit bestimmter
Arten sowie deren vertikale Verteilungsmuster werden zur Rekonstruktion der paläozeanographischen Verhältnisse herangezogen.
Inhaltsverzeichnis
Zusammenfassung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39
Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .40
Schlüsselworte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .40
1
Einleitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .41
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Geologischer Rahmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .42
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Profil Westerwiehe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .42
3.1 Allgemeines . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .42
3.2 Lithostratigraphie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .42
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Methodik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .44
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Befunde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .45
5.1 Biostratigraphie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .45
5.2 Karbonatgehalt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .47
5.3 Diversität . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .47
5.4 Palökologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .48
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Diskussion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .49
6.1 Stratigraphie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .49
6.2 Ökologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .49
7 Ergebnisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .53
8 Taxonomischer Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .54
9 Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .56
*Anschrift der Verfasser:
Institut für Geologie, Mineralogie und Geophysik, Ruhr-Universität Bochum, Universitätsstr. 150, 44801 Bochum.
Mail: [email protected]
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Die derzeit in der Mergelgrube Westerwiehe erschlossene Abfolge führt eine gut erhaltene, hoch diverse
und individuenreiche Nannofossilvergesellschaftung. In 32 Proben aus einem 15,5 m mächtigen Profil
konnten 136 Arten kalkiger Nannofossilien nachgewiesen werden, darunter auch 22 umgelagerte, stratigraphisch ältere Taxa. Eine diagenetische Überprägung der Nannofossilien ist aufgrund der durchgehend
guten Erhaltung auszuschließen. Die Auswertung der Vergesellschaftungen ergab einen hohen Anteil eutropher Gruppen wie Biscutum spp. (12 – 28%) und Tranolithus orionatus (5 – 12%). Unter den oligotrophen
Taxa ist Prediscosphaera spp. (12 – 24%) am häufigsten vertreten. Die Zusammensetzung der kalkigen
Nannofossilien impliziert eine Ablagerung der Sedimente in einem Schelfmeer unter meso- bis eutrophen
Bedingungen. Vertikale Variationen innerhalb der Vergesellschaftungen deuten auf eine schwankende Primärproduktion während des Ablagerungszeitraums hin.
Abstract
The marine sediments of the Emscher-Formation (late Cretaceous) are analysed from the Westerwiehe
pit (eastern Münsterland) for their calcareous nannofossil content. Both simple diversity and abundance
counts have been performed to better understand the environmental setting of the Emscher-Formation.
Biostratigraphic marker species are being used to assign the investigated sequence a late Santonian –
early Campanian age. Relative abundances of selected species and their vertical distribution patterns are
being discussed with respect to the palaeoceanographic conditions.
The sediments of the Westerwiehe section yield well preserved, highly diverse and abundant nannofossil assemblages. A total of 136 species, including 22 reworked older taxa, have been encountered in 32
samples derived from a 15.5 m thick sequence. A diagenetic overprint is unlikely due to the generally excellent preservation of the calcareous nannofossils. These assemblages are dominated by eutrophic taxa like
Biscutum spp. (12 – 28%) and Tranolithus orionatus (5 – 12%). Oligotrophic taxa like Prediscosphaera spp.
(12 – 24%) have been encountered, however, as well. The composition of the calcareous nannofossil
assemblages implies mesotrophic to eutrophic surface water conditions. Vertical variations of the distribution patterns suggest changing productivities of calcareous nannofossils.
Schlüsselworte:
Oberkreide – Santon – Campan – Emscher-Formation – kalkige Nannofossilien – Palökologie - Paläoozeanographie
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1 Einleitung
Die Sedimente der Emscher-Formation, die in der Literatur bis 2006 auch als Emschermergel bezeichnet werden, wurden erstmalig von Schlüter (1874) beschrieben. Die Emscher-Formation zeichnet den Ausstrich mergeliger Gesteine entlang der Emscher nach (Hiss, 2006a), die nach Ammonitenfunden stratigraphisch jünger als die unterlagernden Turon-Plänerkalke aber älter als die darüber lagernde Quadraten-Kreide sind (Schlüter, 1871, 1872, 1876). Im Laufe des 20. Jahrhunderts wurde die Emscher-Formation
biostratigraphisch detaillierter gegliedert (u. a. Stolley, 1916 – Belemniten; Riedel, 1931 – Belemniten; Seitz,
1961 – Inoceramen; Ernst, 1964 – Belemniten). In diesen Arbeiten wurde auch der stratigraphische Umfang
der Emscher-Formation sensu Schlüter (1874) erweitert. Eine zusammenfassende Darstellung von Arnold
(1964) dokumentiert, unter Berücksichtigung früherer Studien, auf einer geologischen Karte die regionale
Verbreitung der Emscher-Formation im Münsterland.
Kalkige Nannofossilien aus den oberkretazischen Folgen des Münsterlandes wurden erstmalig von
Stradner (1965) und Perch-Nielsen (1979) an Material der Bohrung Donar 5 beschrieben. Obwohl in diesem Beispiel das Probenmaterial eine schlechte Erhaltung bei niedrigen Abundanzen aufweist, konnten die
kalkigen Nannofossilien dem Obercenoman bis Obercampan zugeordnet werden. Material aus der Bohrung Metelen 1001, die im nördlichen Münsterland abgeteuft wurde, ermöglichte mittels der kalkigen Nannofossilien eine stratigraphische Datierung in das Obersanton bis Obercampan (Svabenicka, 1991). Vor
allem die tonig-mergeligen Proben zeigen in der Bohrung Metelen 1001 eine deutlich bessere Erhaltung,
als die der Bohrung Donar 5. Aus der Bohrung Metelen 1001 erwähnen Kaever & Lommerzheim (1991)
erstmalig ältere umgelagerte Nannofossilien, Dinoflagellaten und Sporen/Pollen. Fesl et al. (2005) untersuchten Material aus zwei Profilen der Baumberg Schichten des nordwestlichen Münsterlandes auf kalkige Nannofossilien. Die sandigen Kalkmergel enthalten dort aber nur wenige meist schlecht erhaltene Nannofossilien, die dennoch eine stratigraphische Einordnung in die Nannofossil-Zone UC15 (Obercampan)
ermöglichten. Diese Arbeit diskutiert auch eine Umlagerung älterer frühkretazischer Taxa (Nannoconus,
Conusphaera), wobei die tethyale Gattung Nannoconus auch in den Verbreitungslisten der Arbeiten von
Perch-Nielsen (1979) und Svabenicka (1991) zu finden ist. Alle zitierten Arbeiten, die sich mit kalkigen Nannofossilien beschäftigen, wurden qualitativ oder semiquantitativ mit Standard-Schmierpräparaten durchgeführt und verfolgten hauptsächlich eine biostratigraphische Fragestellung. Eine erste quantitative Auswertung der kalkigen Nannofossilien aus der Oberkreide des Münsterlandes wurde von Sorokoletov & Mutterlose (2007) durchgeführt, die die kalkigen Nannofossilien der Mergelgrube Lessmöllmann im nördlichen
Ruhrgebiet bearbeiteten. Danach führt die Emscher-Formation dort gut erhaltene und individuenreiche
Nannofossilvergesellschaftungen, die das Profil Lessmöllmann in den Bereich Oberconiac bis Untersanton
(Nannofossil-Zonen UC10 – UC12) einstufen. Die Auszählungen ergaben weiterhin einen relativ hohen
Anteil von Biscutum ellipticum (>20%), ein Indikator für eutrophe Bedingungen. Unterstützt wird diese Deutung durch den relativ geringen Anteil der oligotrophen Gattung Watznaueria (10-15%). Linnert & Mutterlose (2008) schließlich bearbeiteten jüngst die kalkigen Nannofossilien der Mergelgrube Buldern im westlichen Münsterland. Die durchweg gut erhaltenen Assoziationen, die ein früh campanzeitliches Alter haben,
sprechen für vorwiegend eutrophe Oberflächenwasserbedingungen
In der vorliegenden Studie wird die Bearbeitung der Emscher-Formation in das östliche Münsterland
(Raum Rietberg) ausgedehnt, um ein besseres Verständnis der Ablagerungsbedingungen im gesamten
Münsterland zu erhalten. Aus der Mergelgrube Westerwiehe, in der Sedimente der oberen Emscher-Formation anstehen, werden die kalkigen Nannofossilien hochauflösend bearbeitet. Die Diversitäts- und Häufigkeitsverteilungen sollen Hinweise auf den Einfluss autökologischer Faktoren (Temperatur, Nährstoffe) auf
die Zusammensetzung der Assoziationen liefern. Die quantitative Analyse dient dabei vor allem der Rekonstruktion der paläoozeanographischen Verhältnisse zur Zeit der Ablagerung der oberen Emscher-Formation. Ein Vergleich mit den Resultaten der Aufschlüsse Lessmöllmann und Buldern soll zeigen, ob und ggf.
wie stark sich lateral die Ablagerungsbedingungen der Emscher-Formation verändert haben.
Unser Dank gilt Dr. M. Hiss (Krefeld) und Dr. T. Voigt (Jena) für anregende Diskussionen und kritische
Kommentare. Finanzielle Unterstützung erfolgte durch den Landesverband Westfalen-Lippe. Der Rehage
Spedition (Rietberg), insbesondere Frau M. Pleßner, sei für die unkomplizierte Unterstützung bei den
Geländearbeiten gedankt.
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2 Geologischer Rahmen
Der hier bearbeitete Oberkreide-Aufschluss, der eine Mergelabfolge des Santon-Campan-Grenzbereichs
erschließt, liegt regionalgeologisch im Ostmünsterland. Das gesamte Münsterland war während der Unterkreide festländisch geprägt, die Küstenlinie zum sich nördlich anschließenden Unterkreidemeer verlief etwa
entlang des heutigen Teutoburger Waldes. Seit dem höheren Alb, verstärkt dann im Cenoman, transgredierte das Meer weit über das Münsterland und überflutete dieses vollständig. Die Küstenlinie verlief im
oberen Cenoman südlich der Linie Duisburg – Essen – Bochum – Dortmund – Haarstrang
Diese zunächst stärker durch einen Meeresspiegelanstieg gekennzeichnete Entwicklung wurde ab dem
Turon durch die Inversion des Niedersächsischen Tektogens überlagert. Damit setzte im Münsterländer
Oberkreidebecken eine Entwicklung ein, die im wesentlichen durch Subsidenz gesteuert wurde. Im Verlauf
dieser verstärkten Absenkung des Münsterländer Oberkreidebeckens kam es zur Ablagerung der
Emscher-Formation, die vom Mittelconiac – Untercampan erfolgte. Die Subsidenz war im Zentrum der Vorosning-Senke (östliches Münsterland) mit bis zu 2500 m am stärksten ausgeprägt. Gleichzeitig erfolgte
nördlich des Teutoburger Waldes die Inversion des ehemaligen Niedersächsischen Beckens, die dort abgelagerten prä-coniaczeitlichen Sedimente wurden in die Vorosning-Senke abgetragen.
Im südlichen und westlichen Münsterland endete die Sedimentation der Emscher-Formation bereits im
höheren Santon. Hier lösten von Westen geschüttete sandige Mergel und Quarzsande (RecklinghausenFormation, Haltern-Formation, Dülmen-Formation; Hiss, 2006b; 2006c; 2006d; Niebuhr et al., 2007) die
tonige Emscher-Formation ab, die auf eine zunehmende Verflachung des westlichen Münsterlandes hinweisen. Im Untercampan wurden die tonigen Mergel der Emscher-Formation nur noch im zentralen und
östlichen Münsterland (Einflussgebiet der Vorosning-Senke) sedimentiert (Hiss, 1995), die dann im höheren Untercampan schließlich durch Tempestite der Ahlen-Formation abgelöst wurden. Diese Ablagerungen
sind ein Hinweis auf verstärkte inversionsbedingte Bewegungen bei einer gleichzeitig langsamen Verflachung des Beckenraumes. Die ausgedehnte Senke gliederte sich zunehmend in kleine Becken- und
Schwellenregionen und es kam vermehrt zu einer Beeinflussung der Sedimentation durch Sturmereignisse. Mit Beginn des Maastricht wurde das Münsterland wieder festländisch. Eine ausführlichere Darstellung
der kreidezeitlichen Entwicklung im Münsterland gibt Hiss (1995).
Coniac- und santonzeitliche Sedimente der Emscher-Formation treten nahezu im gesamten Münsterland
auf, aufgeschlossen sind sie in einem 10 – 15 km breiten Streifen südlich und südwestlich des Teutoburger Waldes, zwischen Haarstrang und Lippe sowie in der Emscher-Region des nördlichen Ruhrgebiets
(Arnold, 1964). Im östlichen Münsterland (Vorosning-Senke) erreicht die Emscher-Formation eine Mächtigkeit (Mittelconiac – Untercampan) von über 1500m, im nordöstlichen Ruhrgebiet immerhin noch 500 m
(Hiss, 1995, 2006a).
3 Profil Westerwiehe
3.1 Allgemeines
Die derzeit im Abbau befindliche Mergelgrube Westerwiehe (51°49’005’’N; 08°31’016’’E) liegt ca. 2 km
östlich des Stadtteils Rietberg – Westerwiehe (Abb. 1). Eine ausführlichere Beschreibung älterer, inzwischen verfüllter Ziegeleigruben in Westerwiehe liefert Schönfeld (1985), der die Mikrofauna (Foraminiferen),
Makrofauna und die Lithologie detailliert darstellt. Danach gehört die in Westerwiehe erschlossene Abfolge in das Obersanton.
3.2 Lithostratigraphie
An der Nord-Seite der Grube ist derzeit eine ca. 25 m mächtige Mergelsteinabfolge erschlossen, von dieser wurden im Frühjahr 2008 die unteren 15.5 m lithologisch aufgenommen und für eine mikropaläontologische Bearbeitung beprobt. Regionalgeologisch deckt das Profil den Bereich des Münsterlandes ab, der
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Abb. 1: Geographischer Überblick und Lage des bearbeiteten Profils Westerwiehe.
Abb. 2: Geologische Übersichtskarte des Münsterländer Kreidebeckens und Lage des bearbeiteten Aufschlusses Westerwiehe (Stern).
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durch höchste Subsidenz und stärkste Akkumulationsraten der Emscher-Formation in der sog. Vorosning
Senke gekennzeichnet war (Abb. 2). Die kalkigen Nannofossilien belegen die UC13 Nannofossilzone (sensu
Burnett, 1998), die hier dem Santon-Campan-Grenzbereich entspricht (Abb. 3; eingehendere Diskussion
vgl. Kapitel 5.1).
Lithologisch handelt sich um mittel- bis hellgraue Tonmergelsteine, die gesamte Schichtfolge ist
schwach siltig. Einzelne helle Lagen zeigen an der Basis und am Top scharfe Grenzen, die möglicherweise einen Meeresspiegel gesteuerten Erosionskontakt darstellen. Die Mächtigkeiten dieser Horizonte
schwankt zwischen 0,2 m (Schicht 104) und 0,6 m (Schicht 100; vgl. Taf. 1, Figs. 1-6).
4 Methodik
Insgesamt wurden 32 Proben aus einem 15,5 m mächtigen Bereich entnommen (Abb. 4), die Probenabstände liegen hier bei 1 m/Probe. Die helleren Lagen 100 und 102 wurden in 10 cm-Abständen beprobt.
Von allen Proben wurden die Karbonatgehalte mit Hilfe einer Karbonatbombe ermittelt (Müller & Gastner,
1971).
Um die kalkigen Nannofossilien zu bearbeiten, wurden zunächst von allen Proben Standardschmierpräparate (Bown & Young, 1998) angefertigt. Die Durchsicht dieser Präparate ergab eine gute Erhaltung kalkiger Nannofossilien. In einem zweiten Schritt wurden zur quantitativen Bearbeitung von allen 32 Proben
sog. Settlingpräparate (Geisen et al., 1999) angefertigt, um eine statistisch gleichmäßige Verteilung der Partikel zu erreichen. Dieses Aufarbeitungsverfahren ermöglicht auch eine quantitative Auswertung der absoluten Abundanz. Unter Berücksichtigung von Einwaage, Fläche der Gesichtsfelder, Verdünnung und Höhe
der Wassersäule kann die Abundanz kalkiger Nannofossilien pro Gramm Sediment berechnet werden.
Die anschließende lichtmikroskopische Bearbeitung wurde mit einem Olympus BX51 Polarisationsmikroskop bei einer Vergrößerung von 1250x durchgeführt. In jedem Präparat wurden mindestens 300
bestimmbare kalkige Nannofossilien gezählt. Ergänzend wurden je Präparat zwei Traversen auf seltene
Arten durchgesehen, diese sind in Tab. 1 mit # gekennzeichnet.
Die Berechnung der Heterogenität (Shannon-Index) und der Gleichförmigkeit (Evenness) erfolgten mit
der Software MVSP 3.1 (Multi-Variate Statistical Package). Zur Berechnung wurden nur die bei den jeweiligen Zählungen beobachteten Taxa einbezogen.
Die Settling- und die Schmierpräparate werden in der Sammlung des Instituts für Geologie, Mineralogie
und Geophysik der Ruhr-Universität aufbewahrt. Die Erstautoren aller aufgeführten Fossiltaxa werden nicht
im laufenden Text aufgeführt; sie sind aus dem taxonomischen Index (Kapitel 8) ersichtlich. Die Bestimmung der kalkigen Nannofossilien sowie auch die biostratigraphische Auswertung erfolgte nach Burnett
(1998). Weitere zur Bearbeitung herangezogene Arbeiten sind der Taxonomieliste im Anhang bzw. der Literaturliste zu entnehmen.
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Abb. 3: Litho- und Biostratigraphie des Santon-Campan-Grenzbereichs im Münsterland mit Reichweite
des Profils Westerwiehe.
5 Befunde
5.1 Biostratigraphie
Zur biostratigraphischen Gliederung des Profils Westerwiehe wird die UC-Zonierung (Upper Cretaceous)
von Burnett (1998) verwendet, diese beruht auf dem Erstauftreten (EA) und Letztauftreten (LA) verschiedener Leitarten. Im Profil Westerwiehe wurden folgende Leitformen nachgewiesen: Arkhangelskiella cymbiformis (EA Basis von UC13; Taf. 4, Fig. 5), Reinhardtites cf. levis (EA in UC13; Taf. 2, Fig. 9) und Eprolithus
floralis (LA in UC14c). Diese Taxa ermöglichen eine zeitliche Einordnung der Abfolge in das frühe Campan.
Andererseits konnten keine Vertreter von Broinsonia parca parca (EA Basis von UC14) sowie Orastrum
campanensis (EA in UC12) beobachtet werden. Allerdings ist O. campanensis zu Beginn seines Auftretens
sehr selten und wird erst im unteren Campan (frühe UC13-Zone) häufiger. Das Fehlen von B. parca parca
schließt ein jüngeres Alter als die UC13-Zone (frühes Untercampan) aus. Das Fehlen von O. campanensis
spricht für eine Einstufung in die unterste UC13-Zone nahe der Santon-Campan-Grenze.
Neben typischen Nannofossilien des Santon-Campan-Grenzbereichs wurden mehrere umgelagerte
Arten gefunden, die bereits in älteren Kreidestufen ausgestorben sind. Unter anderem wurde die Art Rhagodiscus asper, die aus dem Alb bis Cenoman beschrieben wird, in jeder Probe angetroffen. Diese umge-
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Abb. 4: Lithologie und Biostratigraphie (kalkige Nannofossilien) des Profils Westerwiehe.
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lagerten Taxa lassen sich aber unterschiedlichen Zeitintervallen der Kreidezeit zuordnen. Während die
Arten Axopodorhabdus albianus, Helena chiastia und Eprolithus octopetalus (Taf. 4, Fig. 17) aus der mittleren Kreidezeit (Alb – Turon) stammen, deuten Arten wie Tegulalithus septentrionalis und Nannoconus sp.
(Taf. 4, Fig. 16) eher auf Unterkreide hin.
5.2 Karbonatgehalt
Der Karbonatgehalt reicht in der Mergelgrube Westerwiehe von 18,9% (Probe 101/6) bis 42,6% (Probe
100/4), der Durchschnitt liegt bei 28,8%. Allgemein sind die Karbonatwerte in den Schichten 99, 103 und
104 deutlich niedriger, als in den Schichten 100 – 102. Die höchsten Konzentrationen (36,4 – 42,6%) wurden in der hellen Lage 100 gemessen. Die vollständigen Ergebnisse der Messungen werden in Tab. 1 sowie
in Abb. 5 dargestellt.
5.3 Diversität
Insgesamt wurden 136 Arten kalkiger Nannofossilien nachgewiesen, wovon allerdings 22 Arten umgelagert sind. Es wurden 44 Arten (inklusive der umgelagerten Art Rhagodiscus asper) in allen Proben beobachtet, 17 weitere Arten wurden in mindestens 27 der 32 Proben registriert. Demgegenüber waren 34 Arten
(davon 13 umgelagerte Arten) nur in fünf oder weniger Proben nachweisbar. Die einfache Diversität der einzelnen Proben beträgt zwischen 74 und 84 Arten je Probe (Durchschnitt 79,5), nach Abzug umgelagerter
Arten zwischen 70 und 81 (Durchschnitt 75,5; Tab. 1; Abb. 5). Die Heterogenität (Shannon-Index) berück-
Abb. 5: Verteilungsmuster ausgewählter, ökologisch wichtiger Taxa kalkiger Nannofossilien im Profil
Westerwiehe.
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sichtigt die statistische Häufigkeit einzelner Arten. In Westerwiehe schwankt die Heterogenität zwischen
2,8 (Probe 100/4/08) und 3,2 (Probe 102/2/08). Ähnlich der Heterogenität berücksichtigt auch die Gleichförmigkeit (Eveness) die Verteilung der Arten in der Vergesellschaftung, sie reicht von 0,72 (Probe 99/1/08)
bis 0,78 (Probe 102/2/08).
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Die Absoluthäufigkeit schwankt zwischen 1,32 * 10 (Probe 99/4/08) und 3,10 * 10 (Probe 101/2/08) Indi9
viduen/g Sediment (Tab. 1; Abb. 5), durchschnittlich sind es 2,02 * 10 Individuen/g Sediment.
5.4 Palökologie
Von den 136 beobachteten Arten stellen nur fünf Taxa (Biscutum spp., Prediscosphaera spp., Watznaueria spp., Tranolithus orionatus, Chiastozygus spp.) jeweils mehr als 5% der Gesamtabundanz. Vier weitere Taxa (Placozygus/Zeugrhabdotus spp., Eiffellithus spp., Discorhabdus ignotus, Arkhangelskiella/Broinsonia spp.) erreichen Häufigkeiten von durchschnittlich 2 – 5%. Holococclithen (Calculithus spp.) und Retecapsa spp. haben im Durchschnitt einen Anteil von etwa 1,5% an der Nannovergesellschaftung. Neben
diesen häufigen Taxa werden auch die ökologisch relevanten Kaltwasserformen im folgenden näher erläutert.
Im Profil Westerwiehe treten vier Arten der Gattung Biscutum auf. Biscutum ellipticum und Biscutum dissimilis sind die häufigsten Arten mit einem Anteil von 99% an der Gesamthäufigkeit dieser Gattung. Daneben sind noch seltene Individuen von Biscutum melanie und Biscutum notaculum vorhanden. Biscutum ist
die häufigste Gattung in Westerwiehe, ihr Anteil an der Gesamtvergesellschaftung (Mittelwert 22,2%) reicht
von 11,6 (Probe 102/3/08) bis 27,7% (Probe 100/5/08). In der Schicht 99 schwankt die relative Abundanz
von Biscutum um die 20%, in den Schichten 100 und 101 ist sie mit bis zu 27% etwas höher. Mit 10 – 20%
ist die relative Häufigkeit von Biscutum in Schicht 102 etwas geringer, in den Schichten 103 und 104 steigt
sie wieder auf etwa 20% an.
Die Gattung Prediscosphaera (Prediscosphaera cretacea, Prediscosphaera spinosa, Prediscosphaera
grandis, Prediscosphaera majungae) ist das zweithäufigste Taxon in Westerwiehe mit einer durchschnittlichen relativen Abundanz von 18,6%. P. cretacea wird vor allem angetroffen, in etwas geringerer Häufigkeit
auch P. spinosa; die beiden übrigen Arten sind selten bis sehr selten. Die relative Abundanz der Gattung
Prediscosphaera reicht von 11,8 (Probe 100/5/08) bis 24,2% (Probe 100/1/08). In den Schichten 99, 102,
103 und 104 pendelt die relative Abundanz der Gattung um die 20%-Marke, während sie in den Schichten
100 und 101 mit etwa 15% etwas weniger häufig ist.
Von den fünf Arten der Gattung Watznaueria ist Watznaueria barnesiae die häufigste, daneben ist auch
Watznaueria fossacincta und Watznaueria ovata immer wieder zu beobachten. Die zwei übrigen Arten
(Watznaueria biporta, Watznaueria quadriradiata) sind nur selten anzutreffen. Die Gattung Watznaueria ist
die dritthäufigste im Profil Westerwiehe mit relativen Abundanzen (Mittelwert 11,2%) zwischen 7,5 (Probe
102/2/08) und 17,5% (Probe 99/4/08). Insgesamt zeigt Watznaueria zwei Maxima in den Schichten 99 (Proben 99/4/08 – 99/8) und 101 (Proben 101/3/08 – 101/6/08), die Schwankungen der Gattung sind aber größtenteils unabhängig von den Schichten.
Tranolithus orionatus ist mit einer durchschnittlichen relativen Häufigkeit von 8,4% die vierthäufigste
Gruppe im Aufschluss Westerwiehe, sie reicht von 4,5 (Probe 99/5/08) bis 11,8% (Probe 102/3/08). Insgesamt ist T. orionatus in den Schichten 99, 103 und 104 weniger häufig (unter 8%) als in den Schichten 100
– 102 (über 8%).
Die Gattung Chiastozygus (Chiastozygus antiquus, Chiastozygus bifarius, Chiastozygus litterarius, Chiastozygus platyrethas, Chiastozygus synquadriperforatus, Chiastozygus trabilis) wird vorwiegend durch die
letzten beiden Arten vertreten. Mit einer durchschnittlichen relativen Abundanz von 5,2% ist die Gattung
die fünfthäufigste Gruppe, deren Häufigkeit reicht von 3,1 (Probe 99/5/08) bis 7,2% (Probe 101/7/08). Allgemein ist Chiastozygus im unteren Bereich von Schicht 99, sowie in den Schichten 100 – 102 etwas häufiger als im übrigen Profil.
48
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 49
Die drei Arten Ahmuellerella octoradiata, Gartnerago segmentatum und Kamptnerius magnificus werden
als ökologisch bedeutsame Kaltwassertaxa zusammengefasst, auch wenn sie nicht alle zu einer Verwandtschaftsgruppe gehören (Thierstein, 1976, 1981; Wind, 1979; Pospichel & Wise, 1990; Lees, 2002).
Die durchschnittliche relative Häufigkeit dieser Kaltwassertaxa beträgt 2,6%, davon entfallen 1,2% auf A.
octoradiata, 1,0% auf G. segmentatum und 0,4% auf K. magnificus. Die relative Häufigkeit dieser Gruppe
reicht von 0,2 (Probe 100/4/08) bis 4,3% (Probe 102/3/08). Die Kaltwassertaxa zeigen ein auffälliges Minimum in Schicht 100 und ein weniger ausgeprägtes in Schicht 102 (ausgenommen Probe 102/3/08). Die
vollständigen Ergebnisse der Zählungen sind in Tab. 1, die Abundanzschwankungen in Abb. 5 ausführlich
dargestellt.
6 Diskussion
6.1 Stratigraphie
In seiner zusammenfassenden Darstellung ordnet Arnold (1964) das Profil Westerwiehe dem untersten
Campan zu. Nach einer ausführlichen Untersuchung der Makrofauna revidierte Schönfeld (1985) das Alter
der Sedimente Westerwiehes auf das oberste Santon. Dies erfolgte nach Funden der Crinoidenarten Marsupites testudinarius und im tieferen Profil auch Uintacrinus socialis (Schönfeld, 1985). M. testudinarius
kann dem höheren Obersanton zugeordnet werden (z.B. Ernst & Schulz, 1974; Schulz et al., 1984). Nach
den Nannofossilien (Anwesenheit von A. cymbiformis und R. cf. levis) ist aber ein früh campanzeitliches
Alter anzunehmen. Diese leichten Diskrepanzen lassen sich dadurch erklären, dass a) der hier bearbeitete
Aufschluss nicht identisch ist mit den von Schönfeld (1985) bearbeiteten Profilen ist und b) leichte Unschärfen bei den Grenzziehungen auf globaler Ebene bestehen.
6.2 Ökologie
Das Profil Westerwiehe zeigt eine hoch diverse und gut erhaltene Nannofossilvergesellschaftung. Die
geringen Schwankungen von Diversität und Abundanz (Abb. 5) spiegeln eine nahezu gleichbleibende
Erhaltung wider. Für den Ablagerungszeitraum können daher stabile gleichbleibende Erhaltungsbedingungen angenommen werden. Die durchschnittliche absolute Abundanz ist mit 2,0 Mrd. Nannofossilien/g
Sediment deutlich höher als in den zeitlich etwas jüngeren Sedimenten Bulderns (0,6 Mrd., Linnert & Mutterlose, 2008). Da die Erhaltung der kalkigen Nannofossilien in beiden Aufschlüssen ähnlich ist, kann eine
diagenetische Überprägung für Buldern ausgeschlossen werden. Aufgrund der höheren absoluten Abundanz kalkiger Nannofossilien wurden die Sedimente des Profils Westerwiehe vorwiegend in einer küstenferneren Lage abgelagert, als jene aus Buldern. Ein weiteres Indiz hierfür ist das vermehrte Auftreten von
Silt- und Feinsandanteilen in den küstennäheren Sedimenten Bulderns (Dölling, 2004; Linnert & Mutterlose, 2008), während in Westerwiehe die Tonkomponente überwiegen (Schönfeld, 1985).
Im oberen Profilabschnitt (Schichten 100 – 106) ist eine deutliche Hell-Dunkel-Schichtung (Abb. 4) mit
ca. 3 m mächtigen dunklen und ca. 0,5 m mächtigen hellen Lagen erkennbar. Bereits Schönfeld (1985)
beschrieb diese hellen Lagen als gefleckte Bänke, die eine hohe Dichte an Spurenfossilien aufweisen. Bei
näherer Betrachtung ist der fleckige Charakter der hellen Lagen erkennbar (Taf. 1, Figs. 5, 6). Diese Rhythmizität ist zwar nicht so stark ausgeprägt wie im Profil Lessmöllmann (Sorokoletov & Mutterlose, 2007) aber
deutlicher als in der Ziegeleigrube Buldern (Linnert & Mutterlose, 2008). Insbesondere die helle Schicht 100
ist durch hohe Karbonatwerte, bis zu 42,6%, gekennzeichnet. Allerdings weist auch der untere Teil der
dunklen Schicht 101 ähnlich hohe Werte (bis 33,8%) wie die darüber liegende helle Schicht 102 (bis 32,6%)
auf. Auch die absolute Abundanz verhält sich ähnlich der Karbonatkonzentration, die höchsten Werte werden in den Lagen 100 – 102 erreicht (Abb. 5). Eine Koppelung von absoluter Abundanz und Karbonatkonzentrationen deutet auf einen hohen Anteil kalkiger Nannofossilien an der Karbonatsedimentation hin. Einige Taxa kalkiger Nannofossilien sind positiv mit den Karbonatwerten korreliert (T. orionatus, Biscutum spp.,
Calculites spp.). Andere Gruppen (Reinhardtites spp., Eiffellithus spp., Prediscosphaera spp.) wiederum
verhalten sich entgegengesetzt (Abb. 5). Diese Schwankungen könnten im Zusammenhang mit einer vari-
49
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 50
Systematik
Ordnung
Familie
Eiffellithales
Chiastozygaceae
Eiffellithaceae
Rhagodiscaceae
Stephanolithiales
Podorhabdales
Calciosoleniaceae
Stephanolithaceae
Axopodorhabdaceae
Biscutaceae
Prediscosphaeracae
Cretarhabdaceae
Tubodiscaceae
Watznaueriales
Arkhangelskiales
Watznaueriaceae
Arkhangelskiellaceae
Kamptneriaceae
Holococcolithen
Calyptrosphaeraceae
Nannolithen
Braarudosphaeraceae
Lapidaecassaceae
Microrhabdulaceae
Nannoconaceae
Polycyclolithaceae
Zugehörigkeit unklar
Probe Westerwiehe 08
99/1/08
99/2/08
99/3/08
99/4/08
99/5/08
99/6/08
99/7/08
99/8/08
99/9/08
% CaCO3
absolute Abundanz (109 Ind./g Sed.)
Diversität (- umgelagerte Spezies)
Heterogenität (Shannon-Index)
Gleichförmigkeit (Evenness)
Individuen gesamt
bestimmbar
Ahmuellerella octoradiata
Ahmuellerella regularis
Amphizygus brooksii
Amphizygus brooksii (dunkel)
Bukrylithus ambiguus
Chiastozygus antiquus
Chiastozygus bifarius
Chiastozygus litterarius
Chiastozygus platyrethas
Chiastozygus synquadriperforatus
Chiastozygus trabilis
Loxolithus armilla
Neocrepidolithus cohenii
Reinhardtites anthophorus
Reinhardtites cf. levis
Staurolithites cf. dorfii
Staurolithites ellipticus
Staurolithites flavus
Staurolithites imbricatus
Staurolithites laffitei
Staurolithites minutus
Staurolithites sp. (Alb ?)
Tegumentum stradneri
Tranolithus orionatus
Tranolithus minimus
Zeugrhabdotus biperforatus
Zeugrhabdotus bicrescenticus
Zeugrhabdotus cf.diplogrammus
Zeugrhabdotus embergeri
Zeugrhabdotus erectus
Zeugrhabdotus neolie
Zeugrhabdotus sigmoides
Zeugrhabdotus trivectis
Zygodiscus tunesinensis
Eiffellithus eximius
Eiffellithus gorkae
Eiffelithus striatus
Eiffellithus turriseiffelii
Helicolithus trabeculatus
Helicolithus turonicus
Helicolithus compactus
Percivalia fenestrata
Rhagodiscus achlystaurion
Rhagodiscus angustus
Rhagodiscus asper
Rhagodiscus indistinctus
Rhagodiscus reniformis
Rhagodiscus splendens
Scapholithus fossilis
Corollithion completum
Corollithion exiguum
Corollithion madagastkarensis
Corollithion signum
Rotelapillus biarcus
Rotelapillus crenulatus
Stoverius achylosus
Axopodorhabdus albianus
Cribrosphaerella ehrenbergii
Tetrapodorhabdus decorus
Biscutum dissimilis
Biscutum ellipticum
Biscutum melaniae
Biscutum notaculum
Cruzibiscutum cf. salebrosum
Discorhabdus ignotus
Garderella granulifera
Markalius inversus
Seribiscutum primitivum
Sollasites horticus
Prediscosphaera cretacea
Prediscosphaera grandis
Prediscosphaera majungae
Prediscosphaera spinosa
Prediscosphaera spp.
Cretarhabdus conicus
Cretarhabdus striatus
Flabellites oblongus
Grantarhabdus coronadventis
Helena chiastia
Miravestinia berganii
Retecapsa angustiforata
Retecapsa crenulata
Retecapsa ficula
Retecapsa surirella
Manivitella pemmatoida
Tubodiscus sp.
Cyclagelasphaera reinhardtii
Cylindralithus serratus
Diazomatolithus lehmanii
Haquius ellipticus
Watznaueria barnesiae
Watznaueria biporta
Watznaueria fossacincta
Watznaueria ovata
Watznaueria quadriradiata
Arkhangelskiella confusa
Arkhangelskiella cymbiformis
Broinsonia furtiva
Broinsonia parca expansa
Broinsonia signata
Gartnerago segmentatum
Kamptnerius magnificus
Calculites obscurus
Calculites ovalis
Lucianorhabdus cayeuxii
Lucianorhabdus maleformis
Braarudosphaera africana
Braarudosphaera bigelowii
Micrantholithus obtusus
Lapidaecassis blacki
Lapidaecassis glans
Lithraphidites carniolensis
Lithraphidites acutus
Lithraphidites praequadratus
Microrhabdulus decoratus
Microrhabdulus sp.
Nannoconus sp.
Eprolithus antiquus
Eprolithus eptapetalus
Eprolithus floralis
Eprolithus octapetalus
Farhania varolii
Lithastrinus grilli
Lithastrinus septinarius
Micula concava
Micula decussata
Micula swastica
Quadrum eneabrachium
Quadrum eptabrachium
Quadrum gartneri
Quadrum intermedium
Radiolithus langhii
Radiolithus planus
Tegulalithes septentrionalis
Uniplanarius sp.
Paleotribrachiatus sp.
Marthasterites sp.
26,3
1,93
83 (78)
3,044
0,753
411
396
2
1
28,2
1,62
78 (76)
3,026
0,755
417
395
7
1
22,0
1,43
79 (74)
3,113
0,784
409
391
4
1
20,6
1,32
77 (74)
3,061
0,771
405
392
6
2
23,5
1,58
77 (73)
3,108
0,779
419
402
2
4
27,9
1,56
76 (71)
3,094
0,783
411
394
4
#
25,2
1,93
80 (76)
3,110
0,787
422
405
10
1
22,6
1,55
78 (73)
3,149
0,801
397
382
4
1
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#
4
2
1
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2
3
1
23,6
2,09
84 (81)
3,083
0,780
427
411
9
1
1
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1
4
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2
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2
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2,27
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3,157
0,799
420
405
4
7
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22,0
1,91
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2,935
0,758
405
388
3
2
20,9
1,78
76 (72)
3,058
0,786
389
372
7
2
38,2
2,09
78 (74)
3,141
0,799
448
432
9
2
38,1
1,91
76 (74)
2,999
0,767
445
425
5
2
42,6
2,42
74 (70)
2,901
0,758
437
425
1
3
38,0
1,95
82 (80)
3,137
0,776
423
410
1
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1
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2
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11
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2
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1
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1
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1
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31
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10
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11
1
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35
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1
4
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4
2
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3
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2
19
1
21
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2
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2
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1
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2
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2
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2
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1
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4
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25
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Tab. 1a: Zählliste (Diversität, Abundanz) der im Profil Westerwiehe auftretenden Taxa
(kalkige Nannofossilien) für den unteren Profilabschnitt.
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Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 51
Systematik
Ordnung
Familie
Eiffellithales
Chiastozygaceae
Eiffellithaceae
Rhagodiscaceae
Stephanolithiales
Podorhabdales
Calciosoleniaceae
Stephanolithaceae
Axopodorhabdaceae
Biscutaceae
Prediscosphaeracae
Cretarhabdaceae
Tubodiscaceae
Watznaueriales
Arkhangelskiales
Watznaueriaceae
Arkhangelskiellaceae
Kamptneriaceae
Holococcolithen
Calyptrosphaeraceae
Nannolithen
Braarudosphaeraceae
Lapidaecassaceae
Microrhabdulaceae
Nannoconaceae
Polycyclolithaceae
Zugehörigkeit unklar
Probe Westerwiehe 08
100/6/08
100/7/08
101/1/08
101/2/08
101/3/08 101/4/08 101/5/08 101/6/08 101/7/08 102/1/08 102/2/08 102/3/08 102/4/08 102/5/08 103/1/08 104/1/08
% CaCO3
absolute Abundanz (109 Ind./g Sed.)
Diversität
Heterogenität (Shannon-Index)
Gleichförmigkeit (Evenness)
Individuen gesamt
bestimmbar
Ahmuellerella octoradiata
Ahmuellerella regularis
Amphizygus brooksii
Amphizygus brooksii (dunkel)
Bukrylithus ambiguus
Chiastozygus antiquus
Chiastozygus bifarius
Chiastozygus litterarius
Chiastozygus platyrethas
Chiastozygus synquadriperforatus
Chiastozygus trabilis
Loxolithus armilla
Neocrepidolithus cohenii
Reinhardtites anthophorus
Reinhardtites cf. levis
Staurolithites cf. dorfii
Staurolithites ellipticus
Staurolithites flavus
Staurolithites imbricatus
Staurolithites laffitei
Staurolithites minutus
Staurolithites sp. (Alb ?)
Tegumentum stradneri
Tranolithus orionatus
Tranolithus minimus
Zeugrhabdotus biperforatus
Zeugrhabdotus bicrescenticus
Zeugrhabdotus cf.diplogrammus
Zeugrhabdotus embergeri
Zeugrhabdotus erectus
Zeugrhabdotus neolie
Zeugrhabdotus sigmoides
Zeugrhabdotus trivectis
Zygodiscus tunesinensis
Eiffellithus eximius
Eiffellithus gorkae
Eiffelithus striatus
Eiffellithus turriseiffelii
Helicolithus trabeculatus
Helicolithus turonicus
Helicolithus compactus
Percivalia fenestrata
Rhagodiscus achlystaurion
Rhagodiscus angustus
Rhagodiscus asper
Rhagodiscus indistinctus
Rhagodiscus reniformis
Rhagodiscus splendens
Scapholithus fossilis
Corollithion completum
Corollithion exiguum
Corollithion madagastkarensis
Corollithion signum
Rotelapillus biarcus
Rotelapillus crenulatus
Stoverius achylosus
Axopodorhabdus albianus
Cribrosphaerella ehrenbergii
Tetrapodorhabdus decorus
Biscutum dissimilis
Biscutum ellipticum
Biscutum melaniae
Biscutum notaculum
Cruzibiscutum cf. salebrosum
Discorhabdus ignotus
Garderella granulifera
Markalius inversus
Seribiscutum primitivum
Sollasites horticus
Prediscosphaera cretacea
Prediscosphaera grandis
Prediscosphaera majungae
Prediscosphaera spinosa
Prediscosphaera spp.
Cretarhabdus conicus
Cretarhabdus striatus
Flabellites oblongus
Grantarhabdus coronadventis
Helena chiastia
Miravestinia berganii
Retecapsa angustiforata
Retecapsa crenulata
Retecapsa ficula
Retecapsa surirella
Manivitella pemmatoida
Tubodiscus sp.
Cyclagelasphaera reinhardtii
Cylindralithus serratus
Diazomatolithus lehmanii
Haquius ellipticus
Watznaueria barnesiae
Watznaueria biporta
Watznaueria fossacincta
Watznaueria ovata
Watznaueria quadriradiata
Arkhangelskiella confusa
Arkhangelskiella cymbiformis
Broinsonia furtiva
Broinsonia parca expansa
Broinsonia signata
Gartnerago segmentatum
Kamptnerius magnificus
Calculites obscurus
Calculites ovalis
Lucianorhabdus cayeuxii
Lucianorhabdus maleformis
Braarudosphaera africana
Braarudosphaera bigelowii
Micrantholithus obtusus
Lapidaecassis blacki
Lapidaecassis glans
Lithraphidites carniolensis
Lithraphidites acutus
Lithraphidites praequadratus
Microrhabdulus decoratus
Microrhabdulus sp.
Nannoconus sp.
Eprolithus antiquus
Eprolithus eptapetalus
Eprolithus floralis
Eprolithus octapetalus
Farhania varolii
Lithastrinus grilli
Lithastrinus septinarius
Micula concava
Micula decussata
Micula swastica
Quadrum eneabrachium
Quadrum eptabrachium
Quadrum gartneri
Quadrum intermedium
Radiolithus langhii
Radiolithus planus
Tegulalithes septentrionalis
Uniplanarius sp.
Paleotribrachiatus sp.
Marthasterites sp.
36,4
2,33
75 (71)
2,979
0,769
428
418
3
2
36,7
2,98
75 (73)
3,096
0,783
440
418
3
4
33,8
2,17
80 (72)
3,048
0,783
392
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3
31,5
2,60
81 (75)
3,074
0,786
456
442
9
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33,2
2,76
80 (74)
3,107
0,775
415
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3
33,2
2,25
81 (75)
3,034
0,768
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3,031
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2,25
84 (79)
3,187
0,782
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447
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0,763
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1,79
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0,801
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Tab. 1b: Zählliste (Diversität, Abundanz) der im Profil Westerwiehe auftretenden Taxa
(kalkige Nannofossilien) für den oberen Profilabschnitt.
51
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 52
ierenden Produktivität kalkiger Nannofossilien stehen. Die höheren Mengen an Kalziumkarbonat in den
Lagen 100 – 102 wurden so in Phasen erhöhter mariner Karbonatproduktivität gebildet.
Die Gattung Biscutum ist allgemein die am häufigsten beobachtete Gruppe in Westerwiehe (Durchschnitt
22,2%), sie wird als Indikator für nährstoffreiche (eutrophe) Oberflächenwässer interpretiert (z. B. Roth &
Krumbach, 1986; Watkins, 1989; Erba et al., 1992). Sie dominiert insbesondere die Schichten 100 und 101,
für die aufgrund höherer absoluter Abundanzen eine erhöhte Produktivität anzunehmen ist. Tranolithus
orionatus scheint ebenfalls in den Schichten erhöhter Karbonatkonzentration (100 – 102) vermehrt vorzukommen. Gemäß älterer Studien (z. B. Lees et al., 2002; Bornemann et al., 2005) ist T. orionatus eine Kaltwasserart; eine neuere Studie interpretiert T. orionatus hingegen als eine Form der nährstoffarmer Gewässer (Hardas et al., 2008). Keine dieser Interpretationen kann jedoch die Korrelation von T. orionatus mit
erhöhten Karbonatwerten und einer möglicherweise erhöhten Produktivität erklären. Gemäß den Beobachtungen in Westerwiehe ist T. orionatus eher als eine eutrophe Art einzustufen. Die relativ seltenen Holococcolithen der Gattung Calculites (Durchschnitt 1,5%) kommen ebenfalls in den Schichten erhöhter Karbonatkonzentration vermehrt vor. Somit könnte Calculites ebenfalls eine Präferenz für nährstoffreiche
Gewässer haben.
Prediscosphaera mit durchschnittlich 18,6% die zweithäufigste Gattung in Westerwiehe, scheint sich
entgegengesetzt zu Biscutum spp. zu verhalten. Höhere Abundanzen von Prediscosphaera spp. sind in
den Schichten 99 und 102 – 104 vor zu finden. Prediscosphaera spp. wurde z. T. als nährstoffliebend (Erba
et al., 1995) oder oligotroph (Eshet & Almogi-Labin, 1996; Thibault & Gardin, 2006) eingestuft. Die Beobachtungen aus Westerwiehe würden eher eine Vorliebe für oligotrophe Gewässer bestätigen. Ähnliches gilt
auch für die in Westerwiehe relativ häufigen Eiffellithus spp. (Durchschnitt 4,3%). Hier wurde eher eine oligotrophe Präferenz vorgeschlagen (Eshet & Almogi-Labin, 1996; Friedrich et al., 2005; Thibault & Gardin,
2006). Höhere relative Abundanzen von Eiffellithus spp. sind vor allem im oberen Teil der Schicht 99 und in
Schicht 104 zu beobachten. Die mit durchschnittlich 1,1% relativ seltenen Reinhardtites spp. scheinen
ebenfalls eine Vorliebe für oligotrophe Bedingungen zu haben. Höhere relative Abundanzen diese Gruppe
sind besonders in den Schichten 99 und 103 – 104 an zu treffen.
Die Gattung Watznaueria wurde z. T. als eine oligotrophe Form eingestuft (z. B. Erba et al., 1992; Kessels et al., 2003; Bornemann et al., 2005). Eshet & Almogi-Labin (1996) sehen Watznaueria spp. jedoch als
mesotroph an, während Mutterlose (1991) diese Gruppe sogar als euryök interpretierte. In Westerwiehe
kommt Watznaueria spp. mit durchschnittlich 11,2% relativ häufig vor, allerdings variiert diese Gruppe
kaum. Watznaueria spp. korreliert nicht mit den Karbonatwerten, so dass ein eher euryöker oder mesotropher Charakter von Watznaueria spp. nahe liegt. Auch die Gruppen Chiastozygus spp. und Zeugrhabdotus
spp., die mit durchschnittlich 5,2 und 4,9% ebenfalls relativ häufig in Westerwiehe anzutreffen sind, verhalten sich ähnlich. Die Gattung Zeugrhabdotus wurde als mesotroph interpretiert (z.B. Thibault & Gardin,
2006), die in Westerwiehe seltene Art Z. erectus auch als eutroph (z. B. Roth & Bowdler, 1981; Erba et al.,
1992). Für Chiastzygus gibt derzeit noch keine palökologische Interpretation. Die Beobachtungen in
Westerwiehe lassen beide Gruppen eher als euryök oder mesotroph erscheinen, da sie nicht mit den Karbonatwerten korrelieren.
Die Kaltwassertaxa Ahmuellerella octoradiata, Gartnerago segmentatum und Kamptnerius magnificus
zeigen ein markantes Minimum in Schicht 100 und ein weiteres Minimum in Schicht 102. Geringe Abundanzen der Kaltwassertaxa sind mit den hellen Lagen verbunden. Möglicherweise sind die hellen Lagen in
Phasen kurzfristiger Erwärmung entstanden. Ein ähnlicher Rückgang wurde bereits in den hellen Lagen des
Profils Lessmöllmann beobachtet (Sorokoletov & Mutterlose, 2007).
Die Sedimente der Emscher-Formation entstanden nach diesen Befunden in einem meso- bis eutrophen
Schelfmeer. Die Nannofossilvergesellschaftung wurde von eutrophen Taxa wie Biscutum spp. dominiert,
doch auch der Anteil der eher oligotrophen Taxa wie Prediscosphaera spp. war relativ groß. Die Nannofloren des küstenferneren Westerwiehe ähneln denen des küstennäheren Buldern. Im Vergleich zu Buldern
zeigen sich in Westerwiehe nur geringfügige Verschiebungen der Nannofossilvergesellschaftung. Unter
anderem sind Prediscosphaera spp. und Eiffellithus spp. in Westerwiehe etwas häufiger als in Buldern,
während T. orionatus und Zeugrhabdotus spp. etwas seltener sind. Vermutlich waren höhere Nährstoffkonzentrationen in Küstennähe die Ursache für diese Unterschiede. Allgemein waren die Nährstoffkonzentrationen und wahrscheinlich auch die Temperatur hochfrequenten zyklischen Schwankungen unterworfen.
52
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 53
Perioden erhöhter Produktivität wechselten sich mit Phasen geringerer Produktivität ab. In Phasen höherer Produktivität dominierten vor allem eutrophe Taxa, allgemein war die Absoluthäufigkeit der kalkigen
Nannofossilien höher. Eine höhere Abundanz kalkiger Nannofossilien führte schließlich zu einer erhöhten
Karbonatsedimentation.
Hohe Nährstoffkonzentrationen während der Sedimentation der Emscher-Formation im gesamten Münsterländer Kreidebecken eröffnen natürlich die Frage nach der Herkunft des Nährstoffeintrags. Fluviatiler
Eintrag oder Eintrag durch Niederschläge dürften eigentlich vermehrt nur im küstennahen Buldern aufgetreten sein. Trotzdem war die eher küstenferne Nannoflora in Westerwiehe relativ ähnlich mit jener aus Buldern. Die Nährstoffe sind vermutlich gemeinsam mit den siliziklastisch-tonigen Anteil der Emscher-Formation (ca. 70%) in das gesamte Münsterländer Becken relativ gleichmäßig eingetragen worden. Der Eintrag
dieser Siliziklastika erfolgte wahrscheinlich aus dem nördlich angrenzenden ehemaligen Niedersächsischen Becken, das sich während der Absenkung des Münsterländer Beckens hob (Hiss, 1995). Der Eintrag aus dem Norden wird durch die Anwesenheit von Nannofossiltaxa aus dem Hauterive – Turon bestätigt.
7 Ergebnisse
Im Profil Westerwiehe sind gut erhaltene, individuenreiche und hoch diverse kalkige Nannofossilien zu
beobachten. Stratigraphisch stammt diese Nannofossilvergesellschaftung aus dem Santon-CampanGrenzbereich. Die durchgehend hohe Diversität sowie die hohe Absoluthäufigkeit deuten auf gleichbleibende stabile Ablagerungsbedingungen hin. Nährstoffliebende Taxa wie Biscutum spp. und T. orionatus
überwiegen die Vergesellschaftung, aber auch mesotrophe (Zeugrhabdotus spp.) und oligotrophe Taxa
(Prediscosphaera spp.) waren häufig anzutreffen. Die Zusammensetzung der Nannoflora lässt auf mesotrophe – eutrophe Bedingungen schließen. Größere Schwankungen in der vertikalen Verteilung eutropher
sowie oligotropher Taxa deuten auf eine schwankende Produktivität kalkiger Nannofossilien während des
Ablagerungszeitraums hin. Ein Vergleich mit den küstennäheren Sedimenten des Profils Buldern zeigt
annähernd gleiche Nannofossilvergesellschaftungen für das küstennähere (Buldern) und das küstenfernere Profil (Westerwiehe). Die Nährstoffe wurden gemeinsam mit den tonigen Anteil (ca. 70%) der EmscherFormation eingetragen. Diese Siliziklastika stammen zumindest teilweise aus den Unterkreidetonen des
Niedersächsischen Beckens.
53
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8 Taxonomischer Index
Taxonomischer Index der im Text, Abbildungen und Tabellen aufgeführten Taxa
Kalkige Nannofossilien:
Ahmuellerella octoradiata (Górka, 1957) Reinhardt, 1966
Ahmuellerella regularis (Górka, 1957) Reinhardt & Gorka, 1967
Amphizygus brooksii Bukry, 1969
Arkhangelskiella confusa Burnett, 1998
Arkhangelskiella cymbiformis Vekshina, 1959
Axopodorhabdus albianus (Black, 1967) Wind & Wise, 1977
Biscutum dissimilis Wind & Wise, 1977
Biscutum ellipticum (Górka, 1957) Grün, 1977
Biscutum melaniae (Górka, 1957) Burnett, 1997
Biscutum notaculum Wind & Wise, 1977
Braarudosphaera bigelowii (Gran & Braarud, 1935) Deflandre, 1947
Braarudosphaera africana Stradner, 1961
Broinsonia enormis (Shumenko, 1968) Manivit, 1971
Broinsonia furtiva Bukry, 1969
Broinsonia parca (Stradner, 1963) Bukry, 1969 ssp. expansa Wise & Watkins, 1983
Broinsonia parca (Stradner, 1963) Bukry, 1969 ssp. parca
Broinsonia signata (Noël, 1969) Noël, 1970
Bukrylithus ambiguus Black, 1971
Calculites obscurus (Deflandre, 1959) Prins & Sissingh, 1977
Calculites ovalis (Stradner, 1963) Prins & Sissingh, 1977
Chiastozygus antiquus (Perch-Nielsen, 1973) Burnett, 1998
Chiastozygus bifarius Bukry, 1969
Chiastozygus litterarius (Górka, 1957) Manivit, 1971
Chiastozygus platyrethas Hill, 1976
Chiastozygus synquadriperforatus Bukry, 1969
Chiastozygus trabilis (Górka, 1957), Burnett 1998
Corollithion completem Perch-Nielsen, 1973
Corollithion exiguum Stradner, 1961
Corollithion madagaskarensis Perch-Nielsen, 1973
Corollithion signum Stradner, 1963
Cretarhabdus conicus Bramlette & Martini, 1964
Cretarhabdus striatus (Stradner, 1963) Black, 1973
Cribrosphaerella ehrenbergii (Arkhangelsky, 1912) Deflandre, 1952
Crucibiscutum salebrosum (Black, 1971) Jakubowski, 1986
Cyclagelosphaera reinhardtii (Perch-Nielsen, 1968) Romein, 1977
Cylindralithus serratus Bramlette & Martini, 1964
Diazomatolithus lehmanii Noël, 1965
Discorhabdus ignotus (Górka, 1957) Perch-Nielsen, 1968
Eiffellithus eximius (Stover, 1966) Perch-Nielsen, 1968
Eiffellithus gorkae Reinhardt, 1965
Eiffellithus striatus (Black, 1971) Applegate and Bergen, 1988
Eiffellithus turriseiffelii (Deflandre, 1954) Reinhardt, 1965
Eprolithus antiquus Perch-Nielsen, 1979
Eprolithus eptapetalus Varol, 1992
Eprolithus floralis (Stradner, 1962) Stover, 1966
Eprolithus octopetalus Varol, 1992
Farhania varolii Jakubowski, 1986
Flabellites oblongus (Bukry, 1969) Crux, 1982
Garderella granulifera Black, 1973
Gartnerago segmentatum (Stover, 1966) Thierstein, 1974
Grantarhabdus coronadventis (Reinhardt, 1966) Grün, 1975
Haquius ellipticus (Grün, 1975) Bown, 1992
54
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 55
Helena chiastia Worsley, 1971
Helicolithus compactus (Bukry, 1969) Varol & Girgis, 1994
Helicolithus trabculatus (Górka, 1957) Verbeek, 1977
Helicolithus turonicus Varol & Girgis, 1994
Kamptnerius magnificus Deflandre, 1959
Lapidaecassis blacki Perch-Nielsen, 1977
Lapidaecassis glans Black, 1971
Lithastrinus grilli Stradner, 1962
Lithastrinus septinarius Forchheimer, 1972
Lithraphidites acutus Verbeek & Manivit 1977
Lithraphidites carniolensis Deflandre, 1963
Lithraphidites pseudoquadratus Crux, 1981
Loxolithus armilla (Black, 1959) Noël, 1965
Lucianorhabdus cayeuxii Deflandre, 1959
Lucianorhabdus maleformis Reinhardt, 1966
Manivitella pemmatoida (Deflandre, 1965) Thierstein, 1971
Markalius inversus (Deflandre, 1954) Bramlette & Martini, 1964
Marthasterites Deflandre, 1959
Micrantholithus obtusus Stradner, 1963
Micula concava (Stradner, 1960)
Micula decussata Vekshina, 1959
Micula swastica Stradner & Steimetz, 1984
Microrhabdulus decoratus Deflandre, 1959
Miravestinia berganii Lees, 2007
Nannoconus Kamptner, 1931
Neocrepidolithus cohenii (Perch-Nielsen, 1968) Perch-Nielsen, 1984
Orastrum campanensis (Cepek, 1970) Wind & Wise, 1977
Percivalia fenestrata (Worsley, 1971) Wise, 1983
Prediscosphaera cretacea (Arkhangelsky, 1912) Gartner, 1968
Prediscosphaera grandis Perch-Nielsen, 1979
Prediscosphaera majungae Perch-Nielsen, 1973
Prediscosphaera spinosa (Bramlette & Martini, 1964) Gartner, 1968
Quadrum enaebrachium Varol, 1992
Quadrum eptabrachium Varol, 1992
Quadrum gartneri Prins & Perch-Nielsen, 1977
Quadrum intermedium Varol, 1992
Radiolithus langhii Varol, 1992
Radiolithus planus Stover, 1966
Reinhardtites anthophorus (Deflandre, 1959) Perch-Nielsen, 1968
Reinhardtites cf. levis Prins & Sissingh, 1977
Retecapsa angustiforata Black, 1971
Retecapsa crenulata (Bramlette & Martini, 1964) Grün, 1975
Retecapsa ficula (Stover, 1966) Burnett, 1998
Retecapsa surirella (Deflandre & Fert, 1954) Grün, 1975
Rhagodiscus achlystaurion (Hill, 1976) Doeven, 1983
Rhagodiscus angustus (Stradner, 1963) Reinhardt, 1971
Rhagodiscus asper (Stradner, 1963) Reinhardt, 1967
Rhagodiscus indistinctus Burnett, 1998
Rhagodiscus reniformis Perch Nielsen, 1973
Rhagodiscus splendens (Deflandre, 1953) Verbeek, 1977
Rotelapillus biarcus (Bukry, 1969)
Rotelapillus crenulatus (Stover, 1966) Lees & Bown, 2005
Scapholithus fossilis Deflandre, 1954
Seribscutum primitivum (Thierstein, 1974) Filewicz et al., 1977
Sollasites horticus (Stradner, 1966) Cepek & Hay, 1969
Staurolithites dorfii (Bukry, 1969) Burnett, 1998
Staurolithites ellipticus (Gartner, 1968) Lambert, 1987
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Staurolithites flavus Burnett, 1998
Staurolithites imbricacatus (Gartner, 1968) Burnett, 1998
Staurolithites laffitei Caratini, 1963
Staurolithites minutus Burnett, 1998
Stoverius achylosus (Stover, 1966) Perch-Nielsen, 1986
Tegulalithes septentrionalis (Stradner, 1963) Crux, 1986
Tegumentum stradneri Thierstein, 1972
Tetrapodorhabdus decorus (Deflandre, 1954) Wind & Wise, 1977
Tranolithus orionatus (Reinhardt, 1966a) Reinhardt, 1966b
Tranolithus minimus (Bukry, 1969) Perch-Nielsen, 1984
Tubodiscus Thierstein, 1973
Uniplanarius
Hattner & Wise, 1980
Watznaueria barnesiae (Black, 1959) Perch-Nielsen, 1968
Watznaueria biporta Bukry, 1969
Watznaueria fossacincta (Black, 1971) Bown, 1989
Watznaueria ovata Bukry, 1969
Watznaueria quadriradiata Bukry, 1969
Zeugrhabdotus bicrescenticus (Stover, 1966) Burnett, 1996
Zeugrhabdotus biperforatus (Gartner, 1968) Burnett, 1998
Zeugrhabdotus diplogrammus (Deflandre, 1954) Burnett, 1996
Zeugrhabdotus embergeri (Noël, 1958) Perch-Nielsen, 1984
Zeugrhabdotus erectus (Deflandre, 1954) Reinhardt, 1965
Zeugrhabdotus neolie Rood et al., 1971
Zeugrhabdotus sigmoides (Bramlette & Sullivan, 1961) Bown & Young, 1997
Zeugrhabdotus trivectis Bergen, 1994
Zygodiscus tunesiensis Thibault, 2005
Crinoiden:
Marsupites testudinarius Schlotheim, 1820
Uintacrinus socialis Grinnell
9 Literatur
Arnold, H. (1964): Fazies und Mächtigkeit der Kreidestufen im Münsterländer Oberkreidegebiet. – Fortschr.
Geol. Rheinld. u. Westf., 7: 599-610.
Bornemann, A., Pross, J., Reichelt, K., Herrle, J.O., Hemleben, C. & Mutterlose, J. (2005): Reconstruction
of short-term palaeoceanographic changes during the formation of the „Niveau Breistroffer“ (OAE 1d,
SE France). – J. Geol. Soc. London, 162: 623-639.
Bown, P.R. & Young, J.R. (1998): Techniques. – In: Bown, P.R. (Hrsg.): Calcareous nannofossil biostratigraphy: 16-28.
Burnett, J. A. (1998): Upper Cretaceous. – In: Bown, P.R. (Hrsg.): Calcareous nannofossil biostratigraphy:
132-199.
Dölling, B. (2004): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Nordrhein-Westfalen 1:25000 4110 Senden.
– 176 S.
Erba, E., Castradori, D., Guasti, G. & Ripepe, M. (1992): Calcareous nannofossils and Milankovitch cycles:
the example of the Albian Gault Clay Formation (southern England). – Palaeogeogr. Palaeoclimatol.
Palaeoecol., 93: 47-69.
Erba, E., Watkins, D. & Mutterlose, J. (1995): Campanian dwarf calcareous nannofossils from Wodejebato
Guyot in Haggerty. – Proc. Ocean Drill. Program, Sci. Results, 144: 141-155.
56
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 57
Ernst, G. (1964): Ontogenie, Phylogenie und Stratigraphie der Belemnitengattung Gonioteuthis Bayle aus
dem nordwestdeutschen Santon/Campan. – Fortschr. Geol. Rheinld. U. Westf., 7: 113-174.
Ernst, G. & Schulz, M.-G. (1974): Stratigraphie und Fauna des Coniac und Santon im Schreibkreide-Richtprofil Lägerdorf (Holstein). – Mitt. Geol. Paläont. Inst. Hamburg, 43: 5-60.
Eshet, Y. & Almogi-Labin, A. (1996): Calcareous nannofossils as paleoproductivity indicators in Upper Cretaceous organic-rich sequences in Israel. – Mar. Micropaleontol., 29: 37-61.
Fesl, S., Bornemann, A. & Mutterlose, J. (2005): Die Baumberge-Schichten (Ober-Campan) im nordwestlichen Münsterland – Biostratigraphie und Ablagerungsraum. – Geol. Paläont. Westf., 65: 95-116.
Friedrich, O., Herrle, J.O. & Hemleben, C. (2005): Climatic changes in the late Campanian-early Maastrichtian: micropaleontological and stable isotopic evidence from an epicontinental sea. – J. Foram.
Res., 35: 228-247.
Geisen, M., Bollmann, J., Herrle, J., Mutterlose, J. & Young, J. (1999): Calibration of the random settling
technique for calculation of absolute abundances of calcareous nannoplankton. – Micropal., 45: 437442.
Hardas, P., Mutterlose, J., Friedrich, O. & Erbacher, J. (2008): A major biotic event in the middle Cenomanian equatorial Atlantic. – In: Hardas, 2008. The response of calcareous nannofossils to Oceanic
Anoxic Event 2 and the Middle Cenomanian Event in the tropical Atlantic: Biostratigraphy and palaeoceanographic implications: 84-129. Dissertation erhältlich unter: http://www-brs.ub.ruhr-unibochum.de/netahtml/HSS/Diss/HardasPetros/diss.pdf
Hiss, M. (1995): Kreide. – In: Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen (Hrsg.): Geologie im Münsterland: 41-65.
Hiss, M. (2006a): Emscher-Formation. In LithoLex [Online-Datenbank]. Hannover: BGR. Last updated
22.06.2006. [cited 07.09.2007]. Record No, 2008007. erhältlich unter: http://www.bgr.de/app/LithoLex/gesamt_ausgabe_neu.php5?id=2008007
Hiss, M. (2006b): Recklinghausen-Formation. In LithoLex [Online-Datenbank]. Hannover: BGR. Last updated 22.06.2006. [cited 07.09.2007]. Record No, 2008020. erhältlich unter: http://www.bgr.de/app/LithoLex/gesamt_ausgabe_neu.php5?id=2008020
Hiss, M. (2006c): Haltern-Formation. In LithoLex [Online-Datenbank]. Hannover: BGR. Last updated
22.06.2006. [cited 07.09.2007]. Record No, 2008019. erhältlich unter: http://www.bgr.de/app/LithoLex/gesamt_ausgabe_neu.php5?id=2008019
Hiss, M. (2006d): Dülmen-Formation. In LithoLex [Online-Datenbank]. Hannover: BGR. Last updated
22.06.2006. [cited 07.09.2007]. Record No, 2008031. erhältlich unter: http://www.bgr.de/app/LithoLex/gesamt_ausgabe_neu.php5?id=2008031
Keaver, M. & Lommerzheim, A. (1991): Die Bohrung Metelen 1001 Stratigraphie, Palökologie und Fazies
zyklischer Sedimente des Campans im norwestlichen Münsterland (NW-Deutschland). – Facies, 24:
267-284.
Kessels, K., Mutterlose, J. & Ruffell, A. (2003): Calcareous nannofossils from late Jurassic sediments of the
Volga Basin (Russian Platform): evidence for productivity-controlled black shale deposition. – J. Earth
Sci., 92: 743-757.
Lees, J. A. (2002): Calcareous nannofossils biogeography illustrates palaeoclimate change in the Late Cretaceous Indian Ocean. – Cretaceous Res., 23: 537-634.
57
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 58
Linnert, C. & Mutterlose, J. (2008): Kalkige Nannofossilien des Untercampans (Oberkreide) von Buldern
(Stadt Dülmen; NRW). – Geol. Paläont. Westf., 71: 77-101.
Müller, G. & Gastner, M. (1971): The „Karbonat-Bombe“, a simple device for the determination of the carbonate content in sediments, soils, and other materials. – N. Jb. Mineral., 10: 466-469.
Mutterlose, J. (1991): Das Verteilungs- und Migrationsmuster des kalkigen Nannoplanktons der Unterkreide (Valangin-Apt) NW-Deutschlands. – Palaeontographica, B 221: 27-152.
Niebuhr, B., Hiss, M., Kaplan, U., Tröger, K.-A., Voigt, S., Voigt, Th., Wiese, F. & Wilmsen, M. (2007): Beitrag zur Stratigraphie von Deutschland: Lithostratigraphie der norddeutschen Oberkreide. Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften 55: 1-136.
Ogg, J.G., Ogg, G., & Gradstein, F.M. (2008): The concise geologic time scale. – 177S., Cambridge University Press.
Perch-Nielsen, K. (1979): Calcareous Nannofossils from the Cretaceous between the North Sea and the
Mediterranean. – Aspekte der Kreide Europas. IUGS Series A, 6: 223-272.
Pospichal, J.J. & Wise Jr., S.W. (1990): Calcareous nannofossils across the K-T boundary, ODP-Hole 690C,
Maud Rise, Weddell Sea. – Proc. Ocean Drill. Program, Sci. Results, 113: 515-532.
Riedel, L. (1931): Zur Stratigraphie und Faciesbildung im Oberemscher und Untersenon am Südrande des
Beckens von Münster. – Jb. Preuß. Geol. LA , 51: 605-713.
Roth, P.H. & Bowdler, J.L. (1981): Middle Cretaceous calcareous nannoplankton biostratigraphy and
oceanography of the Atlantic Ocean. – In: Warme, J. E., Douglas, R.G. & Winterer, E.L. (Hrsg.), the Deep
Sea Drilling Project: a decade of progress.– SEPM Special Public., 32: 517-546.
Roth, P.H. & Krumbach, K.R. (1986): Middle Cretaceous Nannofossil Biogeography and Preservation in the
Atlantic and Indian Oceans: Implications for Palaeoceanography. – Mar. Micropalaeontol., 10: 235-266.
Schlüter, C.A. (1871-76): Cephalopoden der oberen deutschen Kreide. – Palaeontographica, 21: 1-24; 21:
25-120; 24: 1-144.
Schlüter, C.A. (1874): Der Emscher Mergel. Vorläufige Notiz über ein zwischen Cuvieri-Pläner und Quadraten-Kreide lagerndes mächtiges Gebirgsglied. – Z. dt. geol. Ges., 26: 775-782.
Schönfeld, J. (1985): Zur Lithologie, Biostratigraphie und Fossilführung des Ober-Santon Mergels von
Westerwiehe (Ostwestfalen). – Geol. Paläont. Westf., 5: 7-50.
Schulz, M.-G., Ernst, G., Ernst, H. & Schmid, F. (1984): Coniacian to Maastrichtian stage boundaries in the
standard section for the Upper Cretaceous white Chalk of NW Germany (Lägerdorf-Kroonsmoor-Hemmoor): Definitions and proposals. – Bull. geol. Soc. Denmark, 33: 203-215.
Seitz, O. (1961): Die Inoceramen des Santon von Nordwestdeutschland I. Teil (Die Untergattungen Platyceramus, Cladoceramus und Cordiceramus). – Beih. Geol. Jb., 46: 1-180.
Sorokoletov, M. & Mutterlose, J. (2007): Kalkige Nannofossilien des Coniac-/Santon-Grenzbereichs
(Oberkreide) der Mergelgrube Lessmöllmann (Castrop-Rauxel; NRW) – Geol. Paläont. Westf., 69: 47-65.
Stolley, E. (1916): Neue Beiträge zur Kenntnis der nordeutschen Kreide. – I – IV. - Jber. Niedersächs. Geol.
Ver. Hannover, 9: 62-108.
Stradner, H. (1965): Neue mikropaläontologische Untersuchungen zur Gliederung der westfälischen Oberkreide. Nannofossiluntersuchungen an Bohrkernen der Tiefbohrung Donar 5 (südliches Münsterland,
Mbl. Drenssteinfurt 4212). – Erdöl & Kohle, Erdg., Petroch., 18: 737-738.
58
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 59
Stratigraphische Kommission Deutschlands, Hrsg. (2000): Stratigraphie von Deutschland III. Die Kreide der
Bundesrepublik Deutschland. – Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 226: 1-207.
Svabenicka, L. (1991): Coccolithen-Stratigraphie der höheren Oberkreide der Bohrung Metelen 1001 (Münsterland, NW-Deutschland). – Facies, 24: 107-112.
Thibault, N. & Gardin, S. (2006): Maastrichtian calcareous nannofossil biostratigraphy and paleoecology in
the Equatorial Atlantic (Demerara Rise, ODP Leg 207 Hole 1258A). Rev. Micropal., 49: 199-214.
Thierstein, H.R. (1976): Mesozoic calcareous nannoplankton Biostratigraphy of Marine Sediments. – Mar.
Micropaleontol., 1: 325-362.
Thierstein, H. R. (1981): Late Cretaceous nannoplankton and the change at the Cretaceous-Tertiary boundary. - In: Warme, J. E., Douglas, R.G. & Winterer, E.L. (Hrsg.), the Deep Sea Drilling Project: a decade of
progress. - SEPM Special Public., 32: 355-394.
Watkins, D.K. (1989): Nannoplankton productivity fluctuations and rhythmically-bedded pelagic carbonates
of the Greenhorn Limestone (Upper Cretaceous). – Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 74: 75-86.
Wind, F.H. (1979): Maastrichtian-Campanian nannofloral provinces of the southern Atlantic and Indian
Oceans. – In: Talwani, M., Hay, W. & Ryan, W.B.F. (Hrsg.), Deep Drilling Results in the Atlantic Ocean:
Continental Margins and Paleoenvironment. American Geophysical Union, Washington: 123-137.
59
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Tafel 1: Ansichten des Aufschlusses Westerwiehe im Frühjahr 2008.
Figs. 1-3: Nordwand der Mergelgrube mit den hellen Lagen 100, 102 und 106.
Figs. 4-6: Detailansicht der Lagen 101 – 105.
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Tafel 2: Kalkige Nannofossilien (Chiastozygaceae, Eiffelithaceae).
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Tafel 3: Kalkige Nannofossilien (Chiastozygaceae, Calciosaleniaceae, Stephanolithiaceae, Axopodorhabdaceae, Biscutaceae, Prediscospharaceae).
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Tafel 4: Kalkige Nannofossilien (Cretarhabdaceae, Watznaueriaceae, Arkhangelskiellaceae, Kamptneriaceae, Calyptroshaeraceae, Braarudosphaeraceae, Microrhabdulaceae, Nannoconacea, Polycyclolithaceae).
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Geol. Paläont.
Westf.
74
69-87
11 Abb.
2 Tab.
Münster
Februar 2010
Früh-drenthezeitliche Moränen der Saale-Kaltzeit
im Bereich der Abgrabung Tecklenborg südwestlich von
Coesfeld-Flamschen (westliches Münsterland)
K. Skupin, E. Speetzen & J. G. Zandstra*
Zusammenfassung
In der Abgrabung Tecklenborg bei Flamschen südwestlich von Coesfeld sind über den marinen HalternSchichten der höheren Oberkreide („Halterner Sande“) glazifluviatile, glazilimnische und glazigene Ablagerungen aus dem Drenthe-Stadium der Saale-Kaltzeit aufgeschlossen. Aufgrund geschiebekundlicher
Untersuchungen werden sie zwei verschiedenen Eismassen beziehungsweise Eisvorstößen der frühen
Drenthe-Vereisung zugeordnet. Es handelt sich dabei nach den Verhältnissen im Münsterland um den
ersten Eisvorstoß mit einer südschwedischen Geschiebegemeinschaft und um den dritten Vorstoß mit
einer ostfennoskandischen Geschiebeführung. Die Abgrabung Tecklenborg ist bisher die einzige Stelle in
der Westfälischen Bucht, an der eine Moräne mit ostfennoskandischem Geschiebeinhalt über einer südschwedisch geprägten Moräne im Anstehenden beobachtet wurde.
Im ersten Abbaustadium zu Anfang der 90er Jahre des 20. Jahrhunderts waren die Moränenablagerungen der beiden Eisvorstöße durch einige Meter mächtige sandige Einlagerungen getrennt. Im heutigen Aufschluss fehlen diese Schichten nahezu vollständig, dafür schaltet sich eine weitere Moräneneinheit ein. Die
Ausbildung von deutlichen Scherhorizonten an der Basis der Moränen deutet an, dass es sich bei den drei
Einheiten um Ablagerungen aus drei eigenständigen Eisvorstößen handelt. Wegen der geringen Geschiebeführung ließ sich die mittlere Moräne allerdings nicht über Leitgeschiebe einstufen. Die beschriebene
Abfolge dürfte aber mit großer Wahrscheinlichkeit die vollständige Moränenfolge der drei früh-drenthestadialen Eisvorstöße in das Münsterland darstellen, worauf auch die nördlich von Coesfeld gelegenen, ebenfalls dreigliederigen Moränenvorkommen von Höven und Gaupel hinweisen.
*Anschriften der Verfasser:
Klaus Skupin, Leipziger Str. 126, 47918 Tönisvorst ([email protected]); Eckhard Speetzen, Alleestr. 16,
48565 Steinfurt ([email protected]); Jacob Gosse Zandstra, Mozartstraat 142, 1962 AG Heemskerk, Niederlande
69
.
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Inhaltsverzeichnis
Zusammenfassung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .69
1 Vorbemerkungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .71
2 Schichtenfolge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .72
2.1 Abfolge während des Abbauzeitraums 1990 – 1994 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .72
2.2 Abfolge während des Abbauzeitraums 2006 – 2009 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .73
2.2.1 Allgemeine Situation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .73
2.2.2 Beschreibung der Schichtenfolge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .75
3 Sedimentpetrografische Untersuchungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .81
3.1 Korngrößenanalysen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .81
3.2 Schwermineralanalysen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .81
4 Leitgeschiebeuntersuchungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .83
5 Zusammenfassung und regionale Einordnung der Ergebnisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .85
6 Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .86
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1 Vorbemerkungen
Zu Beginn der 90er Jahre des 20. Jahrhunderts durchgeführte Untersuchungen zur Vereisungsgeschichte der Westfälischen Bucht ergaben eine Untergliederung der Saale- beziehungsweise Drenthe-Vereisung in drei Phasen mit unterschiedlichen Eisvorstößen. Während des mehr oder weniger kontinuierlich
ablaufenden Vereisungsvorgangs bildeten sich zuerst eine Moräne mit überwiegend südschwedischen
Geschieben, danach Ablagerungen mit einem erhöhten Anteil mittelschwedischer Gesteine (aus Dalarna)
und schließlich eine ostfennoskandisch geprägte Moräne (SKUPIN et al. 1993). Im Rahmen der damaligen
Arbeiten wurde auch die Schichtenfolge der Sandgrube Tecklenborg südwestlich von Coesfeld-Flamschen
(TK 4008 Gescher R 25 77 500 H 57 52 375) untersucht (Abb. 1). Es zeigten sich zwei durch Sandeinschaltungen getrennte Moränen mit einer südschwedischen Geschiebegemeinschaft in der unteren und einer
ostfennoskandischen Geschiebegesellschaft in der oberen Einheit. Danach handelt es sich um den ersten
und den dritten drenthezeitlichen Eisvorstoß in das Münsterland.
Abb. 1: Lage und Ausdehnung der Sand- und Tongrube Tecklenborg südlich von Flamschen sowie die
Lage der ehemaligen Ziegeleitongruben bei Höven und Gaupel
(1: Abbaubereich 1990 – 1994 2a und 2b: Abbaubereich 2006 – 2009)
Eine vergleichbare Gliederung ergab sich bei den Moränenablagerungen in der ehemaligen Ziegeleitongrube bei Höven nördlich von Coesfeld (GUNDLACH & SPEETZEN 1990). Allerdings war dort wegen der geringen Geschiebeführung und der teilweise nur durch Bohrungen erschlossenen Abfolge eine exakte Einstufung der einzelnen Moräneneinheiten nicht möglich. In der Moränenabfolge bei Gaupel – ebenfalls nördlich
von Coesfeld – weisen Aufbau und Geschiebeeinregelung auf drei eigenständige Moränenkörper hin
(SALOUSTROS & SPEETZEN 1998, SPEETZEN & WIXFORTH 2002).
71
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Trotz der Bedeutung des Aufschlusses bei Flamschen für die Vereisungsgeschichte des Münsterlandes
und einer bereits zu Anfang der 90er Jahre des 20. Jahrhunderts gemeinsam mit den niederländischen Kollegen Sjoerd KLUIVING und Martin RAPPOL durchgeführten Aufnahme und Untersuchung der Schichtenfolge
in der Abgrabung Tecklenborg wurden die Ergebnisse bisher nicht im Detail veröffentlicht. Es erschienen
lediglich kurz gefasste Darstellungen anlässlich einer Exkursion in das betreffende Gebiet sowie im Rahmen der bereits genannten regionalen Untersuchungen (HISS et al. 1992, SKUPIN et al. 1993: 76).
Neue Aufschlüsse infolge der Verlagerung und Erweiterung der Abgrabung zeigen eine leicht veränderte Abfolge. Diese Verhältnisse regten zu einer Fortsetzung der Untersuchungen an, um die damaligen
Ergebnisse zu überprüfen, gegebenenfalls zu ergänzen und um weitere Erkenntnisse zum Ablauf des Vereisungsgeschehens in diesem Raume zu gewinnen.
2 Schichtenfolge
2.1 Abfolge während des Abbauzeitraums 1990 – 1994
Zu Beginn der 90er Jahre des letzten Jahrhunderts lag die damals etwa Nordost-Südwest streichende
Hauptabbauwand circa 100 – 150 m nordwestlich der heutigen Abbaustellen. Als Unterlager der Quartärabfolge waren im gesamten Grubenbereich „Halterner Sande“ beziehungsweise unverfestigte marine
Sande der höheren Oberkreide (Obersanton – Untercampan) aufgeschlossen. Im nördlichen Teil der Grube
lagen die Moränen nahezu unmittelbar auf den kreidezeitlichen Sedimenten, in südlicher Richtung schalteten sich unterhalb der Moränen mit zunehmender Mächtigkeit sandige Ablagerungen beziehungsweise
Schmelzwasserbildungen ein (Abb. 2). Diese Situation weist auf eine Hochlage der Halterner Sande im Norden und eine mit glazifluviatilen und glazigenen Ablagerungen gefüllte Senke im Süden hin, in der die Quartärabfolge eine Mächtigkeit von etwa 10 m erreicht. Zuoberst wird die glaziäre Schichtenfolge von einer
durchgehenden Einebnungsfläche begrenzt, über der eine etwa 1m starke Decke aus Flugsanden liegt.
Abb. 2: Profilschnitt im Abbaubereich 1 der Sandgrube Tecklenborg
72
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 73
Die zwei saalezeitlichen Moränen waren durch eine bis zu mehreren Metern mächtige stark gescherte
Folge aus reinen Sanden und schluffig-sandigen Lagen („Sandige Wechselfolge“) voneinander getrennt.
Von den Autoren der vorliegenden Arbeit wurden die Moränenablagerungen als das Resultat zweier Eisvorstöße angesehen und die zwischengeschalteten überwiegend sandigen Ablagerungen als mehr oder
weniger autochthone Schmelzwasserablagerungen des zweiten Eisvorstoßes gedeutet. Die starke Scherung dieses Bereichs wurde auf die Überfahrung durch die zweite Eismasse zurückgeführt. Diese Deutung
fand eine gewisse Bestätigung durch die Untersuchung der kristallinen Leitgeschiebe, nach denen die
„Untere Moräne“ einen südschwedischen und die „Obere Moräne“ einen ostfennoskandischen Charakter
aufweist. Dem gegenüber hielten die niederländischen Kollegen die glazitektonisch stark beanspruchten
und zerscherten Sande für eine aus dem nahen Untergrund aufgenommene und in die Moränenablagerung
eingeschuppte Scholle, die nur scheinbar eine Gliederung in zwei eigenständige Moränen anzeigt. Die Bildung der Abfolge sollte nach dieser Vorstellung in einem mehr oder weniger einheitlichen Vorgang abgelaufen sein.
Kurzbeschreibung der damals aufgeschlossenen Schichtenfolge
(von oben nach unten)
Einheit 7: Flugsand (0,5 – 1,0 m)
Fein- bis Mittelsand, grau bis gelbgrau, an der Basis Steinsohle
Einheit 6: Obere Moräne (1,0 – 1,5 m)
Schwach karbonatischer bis karbonatfreier sandig-toniger bis sandig-schluffiger Geschiebelehm, graubraun bis grau, mit mäßigem Geschiebeanteil (überwiegend lokale Kalkmergelsteine, wenig Kristallingeschiebe), die unteren 5 Zentimeter stark limonitisch
Einheit 5: Sandige Wechselfolge (2,0 – 4,0 m)
Wechselfolge von grauem bis graugelbem und braungelbem Sand sowie graubraunem bis gelbbraunem
sandigem Schluff, stellenweise intensiv deformiert beziehungsweise geschert, im unteren Teil Lagen von
Geschiebelehm
Einheit 4: Untere Moräne (1,0 bis 1,5 m)
Schwach karbonatischer schwach toniger schluffig-sandiger Geschiebelehm, braun bis dunkelbraun,
geringer Geschiebegehalt
Einheit 3: Beckenablagerungen (0,4 – 0,5 m)
Schluffig-tonige feingeschichtete Sande, braun, zuoberst tonig-sandiger Schluff, dunkelbraun, deutlich
geschert beziehungsweise laminiert, nur lokal ausgebildet
Einheit 2: Schmelzwassersande (0 – 3 m)
Fein- bis Mittelsand, gelbbraun bis gelblich grau, mit Einschaltungen von Grobsand- und Feinkieslagen,
im höheren Teil häufig stärker gescherte sandig-schluffige Lagen
Einheit 1: „Halterner Sande“
Fein- bis Mittelsand, gelbbraun bis ockergelb, mit zahlreichen Lebensspuren (röhrenartige Grab- oder
Fressbauten) und Muschelabdrücken
2.2 Abfolge während des Abbauzeitraums 2006 - 2009
2.2.1 Allgemeine Situation
Seit Anfang der 90er Jahre des vorigen Jahrhunderts hat sich der Abbau stellenweise um bis zu 200 m
nach Osten und Südosten verlagert (Abb. 1). Der frühere Abbaubereich (1) ist unmittelbar nach dem Ende
des Abbaus rekultiviert worden, das heißt, die Wände wurden abgeschrägt und bepflanzt.
73
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 74
Das Abtauchen der Oberfläche der Halterner Sande in südliche Richtung hat sich auch im fortschreitenden Abbau bestätigt. Während im nordöstlichen Teil des neuen Abbaubereichs (2 b) diese Sande noch den
unteren Teil der aufgeschlossenen Abfolge bilden, stehen sie im südwestlichen Grubenabschnitt (2 a) nicht
mehr an. Auch die Moränenablagerungen tauchen schwach in südliche Richtung ein, so dass unter der
Flugsanddecke eine zunehmend größere Mächtigkeit der oberen Moräne erschlossen ist.
Zudem zeigen sich gegenüber der zu Anfang der 90er Jahre aufgeschlossenen Abfolge gewisse Veränderungen (Abb. 3). Die in dem ehemaligen Profil bis zu 4 m mächtigen sandigen Einschaltungen („Sandige
Wechselfolge“) werden nahezu vollständig durch eine zusätzliche graue Moräne ersetzt. Stellvertretend für
die Sandeinschaltungen kommen im Liegenden und Hangenden dieser „Grauen Moräne“ stellenweise
noch eingeschuppte sandige Linsen und Lagen vor, die in der Zusammensetzung den Sedimenten der
„Sandigen Wechselfolge“ des früheren Profils gleichen. Es ergibt sich damit der Hinweis, dass es sich bei
dieser Einheit wohl nicht um autochthone Schmelzwassersande, sondern eher um eine lokale glazitektonische Schuppe von sandigen Sedimenten aus dem tieferen Teil der Abfolge beziehungsweise aus den Einheiten 1 und 2 (Halterner Sande und Schmelzwassersande) handelt.
Seit Anfang des Jahres 2009 ruht der Abbau auch an den Gewinnungsstellen 2 a und 2 b. Dieser Bereich
wird vermutlich in Zukunft als Bodendeponie dienen, zumindest wurden einige Stellen bereits mit Bodenaushub verfüllt. Etwa 500 m westsüdwestlich ist eine neue Grube für die Gewinnung von Ziegellehm entstanden, die unter einer dünnen Decke von Flugsanden und einer Steinsohle die „Obere braune Moräne“
erschließt.
Abb. 3: Schichtenfolge im Abbaubereich 2 der Sandgrube Tecklenborg (Pfeile: Haupt-Scherhorizonte)
74
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2.2.2 Beschreibung der Schichtenfolge
Wie bereits bei der Schichtenfolge des ersten Abbaustadiums werden die weitgehend identischen Ablagerungen des zweiten Abbauabschnitts in der Reihenfolge von der jüngsten zur ältesten Einheit beschrieben.
Einheit 7: Flugsand
Es handelt sich um eine 0,8 – 1,0 m mächtige Ablagerung aus graugelben fein- bis mittelkörnigen Sanden, in denen stellenweise ein Podsol-Profil zu erkennen ist. An der Basis dieser Einheit ist eine Steinsohle vorhanden (s. Einheit 6).
Einheit 6: Obere braune Moräne („Obere Moräne“ 1990 - 1994)
Während die Obere Moräne im Abbaustadium 1990 eine geringere Mächtigkeit und einen relativ einheitlichen Aufbau aufwies, ist der entsprechende Abschnitt der Moränenabfolge im neuen Profil gegliedert und
kann eine Mächtigkeit bis zu 2,5 m erreichen.
Der höhere Teil der Oberen braunen Moräne besteht aus einem hellgrauen bis graubraunen sandigen
Schluff, der von braunen Flecken durchsetzt ist (Abb. 4). Bei dem 1,0 – 1,5 m mächtigen Abschnitt handelt
es sich um einen enttonten sowie weitgehend kalkfreien Geschiebelehm von schwach plastischer Konsistenz. Er ist durch Verwitterung aus der normalen braunen Moräne hervorgegangen. Nur im unteren
Bereich ist noch ein schwacher Karbonatgehalt nachweisbar. Dieser nahezu kalkfreie Abschnitt der Oberen braunen Moräne wurde als Rohstoff für die Ziegelindustrie abgebaut.
Abb. 4: Oberster Teil der Oberen braunen Moräne mit Frosttasche (links vom Spaten) sowie Steinsohle
und überlagernder Flugsand
75
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Der untere bis 1,0 m mächtige Abschnitt wird von einer schwach verwitterten dunkelbraunen bis graubraunen Moräne von zäh-plastischer Konsistenz gebildet, die aus einem tonigen stark schluffigen Sand
besteht und einen merklichen Karbonatgehalt aufweist. Petrografisch unterscheidet sich dieser Abschnitt
kaum von der unterlagernden Grauen Moräne. Abgesehen vom Farbwechsel gehen beide Einheiten stellenweise ohne scharfe Trennung ineinander über. An anderen Stellen treten an der Basis der Oberen braunen Moräne eingeschuppte sandige Schollen und Lagen auf, die einen größeren Scherhorizont anzeigen
(Abb. 5).
Abb. 5: Sandige Einschuppungen zwischen Oberer brauner Moräne und Grauer Moräne
(Abbaubereich 2 b)
Die Geschiebeführung der Oberen braunen Moräne ist relativ gering und besteht überwiegend aus lokalem Material. Es handelt sich dabei um Kalkmergelsteine der Oberkreide aus dem zentralen Teil der Westfälischen Kreidemulde und Sideritknollen („Toneisensteingeoden“) aus Tonsteinen der Unterkreide in ihrer
nördlichen Umrandung. Nordische Gesteine, insbesondere Kristallingeschiebe, treten deutlich zurück. Im
oberen entkalkten Teil der Moräne ist der prozentuale Anteil der nordischen Geschiebe aufgrund des Fehlens der lokalen Kalkmergelsteine etwas höher als in dem tieferen Abschnitt. Der unterste Bereich der
Moräne weist stellenweise eine stärkere Geschiebeführung auf (s. Einheit 5).
Auf der Oberfläche der Oberen braunen Moräne beziehungsweise auf dem Geschiebelehm ist eine Steinsohle entwickelt (Abb. 4). Die dort angereicherten Geschiebe, unter denen auch nordische Kristallingesteine nicht selten sind, stellen Relikte eines abgetragenen Bereichs der oberen Moräne dar. Die Anreicherung
der Geschiebe deutet darauf hin, dass durch Verwitterung und Umlagerung bereits einige Meter der allgemein nur wenig Geschiebe führenden Moräne entfernt worden sein müssen. Unterhalb der Steinsohle wird
der Geschiebelehm bis in 1 m Tiefe von zahlreichen Frosttaschen und vertikal bis steil einfallenden „Eiskeilen“ durchsetzt, deren Füllungen aus weiß- bis gelbgrauen oder rostbraunen und teilweise schluffigen
Fein- und Mittelsanden sowie einzelnen Geschieben besteht.
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Einheit 5: Graue Moräne
Die graue bis dunkelgraue zäh-plastische Moräne setzt sich aus einem tonig-schluffigen Sand zusammen und weist einen deutlichen Kalkgehalt auf. Die Mächtigkeit schwankt zwischen 1,8 und 3,5 m, im südwestlichen Abbaubereich kann sie bis auf 5 m ansteigen.
An der Basis der Grauen Moräne ist meistens eine bis zu 5 cm dicke stark horizontal gescherte Zone
beziehungsweise eine Überschiebungsbahn entwickelt, die durch limonitische Ausfällungen rostbraun
gefärbt ist. Stellenweise treten im Bereich dieser Scherzone 0,2 – 0,3 m große Schollen aus gelblichem
Sand auf, die ihrerseits von kleineren mit Limonit besetzten Scherflächen begrenzt werden (Abb. 6). Diese
linsenförmigen Sandkörper stellen vermutlich Relikte der Sandigen Wechselfolge aus dem ehemaligen,
weiter nordwestlich gelegenen Profil des Abbaustadiums 1990 – 1994 dar. Im südlichen Teil des Abbaubereichs 2 a reicht die Scherzone noch tiefer. Dort ist die Untere braune Moräne (Einheit 4) glazitektonisch
unterdrückt, so dass die Graue Moräne direkt auf der Einheit 3 liegt.
Abb. 6: Basisbereich der Grauen Moräne mit Limonit-Lagen und eingeschuppten Sandlinsen über Unterer brauner Moräne mit Limonit-Lage an der Basis, darunter oberer Teil der Beckenablagerungen
(Abbaubereich 2 a)
Der Geschiebeanteil der Grauen Moräne ist im Allgemeinen sehr gering und setzt sich vor allem aus kleinen, überwiegend einheimischen Geschieben zusammen (Abb. 7). Nur im obersten Teil der Grauen Moräne treten stellenweise gröbere Geschiebe in lagenartiger Anordnung auf. Auch dort handelt es sich vorwiegend um einheimische Gesteine, wobei die Geschiebe aus Kalkmergelsteinen meistens deutlich abgerundet sind. Sie kommen in vergleichbarer Form bei Gaupel nördlich von Coesfeld vor (SALOUSTROS &
SPEETZEN 1999). Die Kalkmergelsteingerölle stammen vermutlich aus dem Bereich Holtwick nordnordwestlich von Coesfeld. Dort kommen grobe Schotter aus überwiegend einheimischem Material vor, die von
Schmelzwasserströmen des herannahenden Inlandeises abgelagert wurden (SPEETZEN & WEBER 1999). An
Stellen, bei denen die Geschiebelage im oberen Teil der Grauen Moräne nicht ausgebildet ist, zeigt der
77
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 78
untere Bereich der Oberen braunen Moräne eine merklich höhere Geschiebeführung. Auch dort, wo an der
Basis der überlagernden Moräne eingeschuppte sandige Schollen auftreten, fehlt die Grobgeschiebelage.
Abb. 7: Graue Moräne mit Lokalgeschieben aus Kalkmergelsteinen der Oberkreide (Abbaubereich 2 b)
Einheit 4: Untere braune Moräne („Untere Moräne“ 1990 – 1994)
Die bis 1,3 m mächtige grau- bis dunkelbraune kalkhaltige Moräne besteht in der Hauptmasse aus einem
ungeschichteten tonig-schluffigen Sand, in den sowohl nordische als auch einheimische Geschiebe
eingelagert sind. Die Größen der Geschiebe liegen überwiegend bei 2 – 5 cm, plattige Geschiebe sind
meistens flach eingeregelt. Als Besonderheit war im Abbaugebiet 2 a im höheren Teil der Moräne eine circa
40 cm lange rundlich ovale Scholle aus rotem Geschiebemergel aufgeschlossen.
An der Basis der Unteren braunen Moräne ist wie bei der Grauen Moräne ebenfalls eine auffällige limonitische Lage entwickelt, die bis zu 5 cm Stärke erreichen kann und eine weitere Hauptscherbahn anzeigt
(Abb. 6 u. 8). An einigen Stellen weist diese Limonit-Lage einen unregelmäßig welligen Verlauf mit rinnenbis taschenförmigen Eintiefungen auf. Bei diesen im Querschnitt an Frostbodenstrukturen erinnernden Formen handelt es sich wohl überwiegend um lineare Bewegungsmarken beziehungsweise um Riefen und
Kanten, die unterhalb des vorrückenden Inlandeises angelegt wurden (EHLERS & STEPHAN 1979). Diese Formen und auch die eingescherten Sandlinsen an der Basis der Grauen und der Oberen Moräne zeigen an,
dass die Moränenablagerungen insgesamt aus dem bewegten Eis abgesetzt wurden und damit Setzmoränen darstellen beziehungsweise aus „lodgement till“ bestehen.
An Stellen, an denen die Graue Moräne direkt (ohne Einschaltung sandiger Schollen) der Unteren braunen Moräne auflagert, treten auf der Grenzfläche relativ selten etwas größere Geschiebe auf, die vermutlich aus der Aufarbeitung eines Teils der unterlagernden Moräne stammen. Stellenweise fehlt die Untere
braune Moräne vollständig, so dass die Graue Moräne unmittelbar auf den Beckenablagerungen (Einheit
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3) liegt. In diesen Fällen wurde die ältere Moräne beim erneuten Vordringen beziehungsweise beim zweiten Vorstoß des Inlandeises vollständig wieder aufgenommen.
Einheit 3: Beckenablagerungen
Die 0,4 bis 0,8 m mächtige Folge feinkörniger Sedimente wurde wahrscheinlich in einem abgeschnürten
Schmelzwasserbecken abgelagert. Im unteren Bereich treten stark schluffige fein- bis mittelkörnige Sande
von gelbbrauner Farbe auf, die selten auch gröbere Komponenten beziehungsweise Gerölle enthalten.
Gelegentlich können auch dünne Lagen von tonigem Schluff eingeschaltet sein. Im oberen Bereich ist ein
merklicher Tonanteil vorhanden. Es handelt sich dort um tonige sandige Schluffe von brauner Farbe, die
einen geringen Karbonatgehalt aufweisen (Abb. 6 u. 8). Auch in diesen Ablagerungen sind gelegentlich
Steine und auch nordisches Kristallin enthalten. Die Größe dieser Komponenten liegt meistens bei 1 – 2
cm, erreicht in einzelnen Fällen aber auch höhere Werte. Während die kleineren Komponenten sehr wahrscheinlich fluviatil transportiert wurden, sind die größeren Steine vermutlich als so genannte „dropstones“
über Eisschollentransport in das Sediment gelangt.
Abb. 8: Gelbbraune bis braune Beckenablagerungen (BA) mit „dropstones“ zwischen Unterer brauner
Moräne (UbM) im Hangenden und Schmelzwassersanden (SS) im Liegenden (Abbaubereich 2 a)
Im oberen Bereich weisen die stärker tonigen Sedimente häufig eine Lamination auf, die wie eine Feinschichtung wirkt. Es handelt sich dabei aber sehr wahrscheinlich um ein horizontales Scherflächengefüge,
das durch den ersten Eisvorstoß verursacht wurde. Die starke Scherwirkung des Eises zeigt sich auch an
einer stellenweise auftretenden Wechsellagerung aus „Schichten“ beziehungsweise eingeschleppten
Lagen aus Sedimenten des unteren und des oberen Bereichs der Beckenablagerungen.
Einheit 2: Schmelzwassersande
Diese Ablagerungen waren nur noch an wenigen Stellen und dann auch nur bis etwa 1,5 m Mächtigkeit
79
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aufgeschlossen. Es handelt sich einerseits um helle beziehungsweise bräunlich graue überwiegend mittelkörnige Sande (Abb. 8), die stellenweise feinkiesige Lagen enthalten. Außerdem treten auch feinkörnige
Sande von gelblich weißer bis kräftig gelber Färbung auf, die lagenweise eingeschaltet sind oder in einer
Folge mehrerer Schichten vorkommen. Bei diesen Ablagerungen handelt es sich überwiegend um umgelagertes Material aus der Einheit 1.
Einheit 1: Haltern-Schichten (Oberkreide)
Die im westlichen Münsterland verbreiteten Haltern-Schichten (Obersanton – Untercampan), setzen sich
aus weitgehend unverfestigten fein- bis grobkörnigen Sanden, den so genannten „Halterner Sanden“
zusammen, die stellenweise auch schluffige Anteile und Beimengungen von Feinkies enthalten können.
Auch der Untergrund im Bereich südlich von Flamschen wird weitflächig von „Halterner Sanden“ eingenommen, die dort eine Mächtigkeit bis etwa 300 m erreichen (GEOL. LANDESAMT NORDRH.-WESTF. 1987). Es
handelt sich überwiegend um weiß bis gelb oder gelbbraun gefärbte Fein- bis Mittelsande. Die Ablagerungen sind meistens homogen ausgebildet, stellenweise horizontal und selten auch schräg geschichtet.
Charakteristisch für den Aufschluss der Sandgrube Tecklenborg sind zahlreiche gangförmige Grab- und
Fressbauten, die auf die Tätigkeit mariner benthonischer Organismen zurückzuführen ist (Abb. 9).
Abb. 9: Halterner Sande mit röhrenförmigen Grab- und Fressbauten (Abbaubereich 2 b)
In den Sanden sind häufig Einlagerungen von sekundär entstandenen schwarz- bis rostbraunen Eisenschwarten enthalten. Sie gehen auf Lösungs- und Ausfallungsvorgänge zurück, die im Tertiär, wahrscheinlich im Miozän, unter dem Einfluss des feuchtwarmen Klimas und in Abhängigkeit von schwankenden
Grundwasserständen abliefen (DAHM-ARENS 1972). Scherbenartige Bruchstücke dieser Schwarten sind
häufig auf der Oberfläche der „Halterner Sande“ angereichert und kommen auch als Geschiebe in den
drenthezeitlichen Moränen vor.
80
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3 Sedimentpetrografische Untersuchungen
3.1 Korngrößenanalysen
In der ersten Phase der Untersuchung (1993) wurden von insgesamt 6 Proben aus den Moränenablagerungen jeweils die Fraktionen < 2 mm abgetrennt und mittels kombinierter Sieb- und Schlämmanalysen auf
ihre Korngrößenverteilung untersucht. Zwei Proben stammen aus der unteren Moräne und vier aus der
oberen Moräne. Es ergaben sich keine signifikanten Unterschiede, bei allen Proben handelt es sich pauschal um tonige stark schluffige Sande. Ein Vergleich mit den Moränen-Vorkommen nördlich von Coesfeld
zeigt, dass die Werte von Flamschen bezüglich des Sandanteils zwischen denen von Höven und Gaupel
liegen (Abb.10).
Abb. 10: Anteile der Korngrößenfraktionen Ton, Schluff und Sand in den Moränenablagerungen der
Sand- und Tongruben bei Flamschen, Höven und Gaupel
3.2 Schwermineralanalysen
An einer Reihe von Proben aus dem Abbaubereich 1 wurden auch Schwermineralanalysen durchgeführt
(Tab. 1). Danach lässt sich die Probenserie aus der Quartärfolge in drei Gruppen einteilen:
Gruppe 1
Gruppe 2
Gruppe 3
Proben 1, 2, 6, 7
Proben 3, 4, 5, 8, 9
Proben 10, 11, 12, 13
Untere und Obere Moräne
Sandige Wechselfolge und Schmelzwassersande (oberer Teil)
Schmelzwassersande (unterer Teil)
Die Obere und die Untere Moräne weisen einen nahezu identischen Schwermineralgehalt auf. Er ist
gekennzeichnet durch geringe Anteile der stabilen Minerale Zirkon, Turmalin und Rutil und hohe Anteile von
Granat, Epidot und grüner Hornblende, die zum überwiegenden Teil aus metamorphen Gesteinen Fennoskandiens stammen und deshalb bei Quartär-Proben auch als „nördliche Minerale“ bezeichnet werden.
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Die Schwermineralführung der eigentlichen Schmelzwassersande (Proben 10 – 13) ist denen der Moränen recht ähnlich und zeigt die verwandtschaftlichen Beziehungen der beiden aus dem Inlandeis stammenden Ablagerungen. Es gibt nur geringfügige Verschiebungen innerhalb der Fraktionen der stabilen
Minerale und der nördlichen Minerale, die überwiegend auf Sortierungseffekte beim Schmelzwassertransport zurückzuführen sind. Ein wesentlicher Unterschied zeigt sich allerdings bei den Mineralen vulkanogener Herkunft, die in den Moränen nur mit 0,5 – 2,0 %, in den Schmelzwassersanden aber mit 5,5 – 10,0 %
vertreten sind. Ein Anteil vulkanogener Minerale von über 5 % kann für eine Aufarbeitung von Terrassenablagerungen der Weser mit Material aus den paläozoischen Gesteinen des Rheinischen Schiefergebirges
und des Harzes (Diabas, Harzburger Gabbro) sprechen. Im Bereich Flamschen ist allerdings mehr an eine
durch das Schmelzwasser erfolgte direkte Aufarbeitung und Zumischung von Tuffen aus vor-saalezeitlichen Vulkanausbrüchen in der Eifel zu denken. Dafür spricht auch das Vorkommen von Körner der basaltischen Hornblende, die in Gesteinen des Harzes nur selten auftritt und eher auf den Vulkanismus in der
Eifel deutet, der seit der Elster-Kaltzeit nachzuweisen ist (HENNINGSEN & SPEETZEN 1998, HENNINGSEN 2006).
Tab. 1: Schwermineralgehalte der Schichtenfolge in der Grube Tecklenborg
Nr.
Einheit
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
6
Obere Moräne (o.T.)
Obere Moräne (u.T.)
15
Mittelwerte Halterner Sande**
5 Sandige Wechselfolge
4
Untere Moräne (o.T.)
Untere Moräne (u.T.)
2 Schmelzwassersande
1 Halterner Sande
Zirkon
Turmalin
Rutil
Granat
Epidot
grüne Hbl. vulk. Min.*
Rest
13,5
3,5
4,0
16,0
34,5
19,5
1,0
6,5
5,5
5,5
14,0
36,5
23,0
1,0
8,0
27,5
12,0
2,5
11,5
20,0
14,0
1,5
11,0
33,0
10,0
9,0
9,0
22,0
11,0
1,0
5,0
26,0
12,0
5,0
14,0
27,0
9,0
2,0
5,0
11,0
5,5
3,5
19,0
30,5
20,0
0,5
10,0
9,0
2,0
2,0
13,5
29,0
38,0
2,0
4,5
18,0
9,0
5,0
17,0
28,0
16,0
1,0
6,0
29,0
7,0
6,0
20,0
19,0
11,0
1,0
7,0
10,5
6,5
1,0
24,0
17,0
28,0
7,0
6,0
7,0
16,5
1,0
16,5
25,0
14,5
5,5
14,0
4,5
9,5
0,5
9,0
38,5
17,5
10,0
10,5
2,0
9,5
1,0
20,0
35,5
12,5
5,5
14,0
14,5
57,5
5,5
1,5
10,5
2,5
0
8,0
54
25
9
1
4
0
0
8
8,0
* vulkanische Minerale (Klino- und Orthopyroxene, basaltische Hornblende)
** 7 Analysen aus dem Raum Reken - Laevesum (10 km südwestlich bzw. südlich von Flamschen)
Die Proben aus der Sandigen Wechselfolge und dem oberen Bereich der Schmelzwassersande setzen
sich deutlich von den beiden anderen Gruppen ab. Wesentliche Unterschiede liegen in den merklich geringeren Anteilen an nördlichen Mineralen, insbesondere bei der grünen Hornblende (9,0 – 16,0 % gegenüber
12,5 – 38,0 %), und in dem stark erhöhten Zirkongehalt (18,0 – 33,0 % gegenüber 2,0 – 13,5 %). Die Sandige Wechselfolge stellt ein vom Inlandeis in die Moränenfolge eingeschlepptes Schichtpaket dar (s. 2.2.1).
Auch bei den ähnlich zusammengesetzten oberen Dezimetern der Schmelzwassersande scheint es sich
um vom Eis transportierte Sedimente zu handeln. Die Ablagerungen dieser Gruppe bestehen nach ihrer
besonderen Schwermineralführung aus einer intensiven Mischung von Moränenmaterial und Halterner
Sanden. Eine nennenswerte Beteiligung von Schmelzwassersanden ist mit großer Sicherheit auszuschließen, da in den betreffenden Ablagerungen nur ein geringer Anteil an vulkanischen Mineralen (1,0 – 2,0 %)
vorkommt, der den der Moränen nicht übersteigt. Zudem wären auch die hohen Zirkongehalte (bis zu
33,0 %) durch eine Beimischung von Schmelzwassersande nicht zu erreichen. Berechnet man hingegen
die Schwermineralführung einer Mischung aus 60 % Moränenanteil und 40 % Anteil Halterner Sande (Tab.
1: Nr. 1, 2, 6, 7 u. 15), so erhält man ziemlich genau die mittlere Schwermineralzusammensetzung der Sandigen Wechselfolge.
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Die besondere Ausbildung der Sandigen Wechselfolge und des oberen Teils der Schmelzwassersande
zeigt an, dass es während der Eisvorstöße im Verbreitungsgebiet der „Halterner Sande“ – einer vermutlich
morphologisch gegliederten Landschaft – zu erheblichen Sedimentumlagerungen gekommen ist. Das
besonders auf den höher gelegenen Bereichen abgeschürfte Material wurde unter dem Eis in Form von
sandigen Lokalmoränen ausgebreitet. Sie waren im Abbaubereich 1 besonders deutlich ausgebildet und
sind auch noch in abgeschwächter Form im Abbaubereich 2 an der Basis der Moräneneinheiten zu erkennen.
4 Leitgeschiebeuntersuchungen
Während des Abbauzeitraums 1990 – 1994 wurden im Bereich der Unteren und der Oberen Moräne
sowie aus der Steinsohle auf der teilweise frei geschobenen Oberfläche der Oberen Moräne kristalline Leitgeschiebe gesammelt. Aufgrund der schwachen Geschiebeführung lieferten die Moränen nur eine geringe, für Analysen aber gerade noch ausreichende Anzahl von Leitgeschieben. Dem gegenüber wurden aus
der Steinsohle, in der die kristallinen Geschiebe durch Aufarbeitung und Abtragung des höheren Bereichs
der Oberen Moräne sowie durch Auflösung der Kalkgesteine angereichert sind, eine erheblich höhere Zahl
von Geschieben aufgesammelt (Tab. 2).
Tab. 2: Leitgeschiebeanalysen aus den Moränen der Abgrabung Tecklenborg
(Bezeichnung bzw. Nummerierung der Zählungen nach Archiv Zandstra)
Probenbezeichnung
Herkunftsgebiete
Schichteinheit
D 394
D 205
D 216
D 227
Anzahl der Leitgeschiebe
117
183
39
27
1 Ostfennoskandien
80
59
64
11
2 Ostsee südlich von Åland
19
24
5
3 Ostsee bei Stockholm
4 Uppland und Umgebung
5 Stockholm und Umgebung
6 Dalarna und Umgebung
1
7 Småland / Värmland
2
5
11
14
20
71
3
7
8 übriges Südschweden
9 Bornholm
I Ostfennoskandien
II
Mittelschweden und
angrenzende Ostsee
III
Südschweden und
angrenzende Ostsee
1
10 Südnorwegen
Hesemann-Zahl
Einteilung nach
Hesemann
Steinsohle Steinsohle o. Moräne u. Moräne
3
10000
8010
7120
IV Südnorwegen
1180
(Hesemann 1930 a, b)
Zur Gliederung und Unterscheidung kristalliner Geschiebegesellschaften führte HESEMANN (1930 a, b) vier
große Herkunftsgebiete (I – IV) ein. Aus den in Zehnerwerten ausgedrückten prozentualen Anteilen der
Geschiebe aus diesen vier Gebieten wird eine vierstellige, als HESEMANN-Zahl (HZ) bezeichnete Kennziffer
gebildet. Zur genaueren Charakterisierung der Geschiebegemeinschaften wurden die vier Hauptliefergebiete von ZANDSTRA (1983) in 10 Teilgebiete untergliedert. Diese detailliertere Einteilung liegt der Auflistung
und auch den graphischen Darstellungen der Geschiebeanalysen aus der Sandgrube Tecklenborg zugrunde (Tab. 2 u. Abb. 11).
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Die Ergebnisse der Geschiebezählungen D 205, D 216 und D 227 sind bereits vor längerer Zeit veröffentlicht worden (SKUPIN et al. 1993: Abb. 30). Einzelne spätere Geschiebefunde fügen sich in das ermittelte Gesamtbild ein. Während des Abbauzeitraums von 2006 – 2009 wurde in der Steinsohle des Bereichs
2 b nochmals eine Aufsammlung von Leitgeschieben durchgeführt (D 394). Die in den neuen Abbauabschnitten 2 a und 2 b zusätzlich auftretende Graue Moräne konnte nicht über kristalline Geschiebe
charakterisiert werden, da diese Moräne sehr wenig und dazu überwiegend einheimische Geschiebe führt.
Zudem ist sie im mittleren Höhenbereich der Abbauwände aufgeschlossen und damit nur schwer zugänglich.
Abb. 11: Diagramme der Leitgeschiebeanalysen aus den Moränen der Abgrabung Tecklenborg
Die Obere Moräne (D 216: HZ 7120) weist eine stark ostfennoskandisch dominierte Geschiebegemeinschaft auf und gehört damit zum letzten früh-drenthezeitlichen Vorstoß (SKUPIN et al. 1993). Die Steinsohle
über dieser Moräne zeigt ein sehr ähnliches Spektrum (D 205: HZ 8010). Bei der neuen Aufsammlung in
der Steinsohle des Bereichs 2 b (D 394: HZ 10000) handelt es sich zu fast 100 % um ostfennoskandisches
Material, und zwar um Geschiebe aus Åland und dem Ostseegebiet östlich und südöstlich von Åland.
Geschiebe aus Finnland beschränken sich auf einen Uusikaupunki-Granit, ansonsten enthält die Probe nur
noch ein Dalarna-Geschiebe (Grönklitt-Porphyrit).
84
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Auffällig ist die Zunahme des ostfennoskandischen Geschiebeanteils von 69 % in der Oberen Moräne
(D 216) über 83 % in der Steinsohle des Abbaubereichs 1 (D 205) bis zu 99 % in der Steinsohle des Abbaubereichs 2 b (D 394), die mit dem Rückgang der süd- und mittelschwedischen Anteile (25 %, 16 % u. 1 %)
verbunden ist. Nach der Lage der Proben (Moräne oder auflagernde Steinsohle) und den Unterschieden in
der überlieferten Mächtigkeit der Oberen Moräne (Abbaubereich 1 bis 1,5 m, Abbaubereich 2 bis 2,5 m)
repräsentiert die Zählung D 216 vorwiegend den unteren Teil, die Zählung D 205 den mittleren und oberen
Abschnitt und die Zählung D 394 überwiegend den oberen Abschnitt der Oberen Moräne. Es scheint sich
somit im zeitlichen Verlauf des dritten Eisvorstoßes eine gerichtete Verschiebung des Leitgeschiebespektrums anzuzeigen, deren Ursache in einer allmählichen Verlagerung des Eisabflusses im fennoskandischen
Raum zu suchen ist.
Die Untere Moräne lieferte eine stark südschwedisch geprägte Geschiebegemeinschaft (D 227: HZ
1180). Diese Tatsache deutet darauf hin, dass es sich um den ersten drenthezeitlichen Vorstoß handelt
(SKUPIN et al. 1993). Die Abgrabung Tecklenborg ist bisher die einzige Stelle in der Westfälischen Bucht, an
der die Überlagerung einer Moräne mit südschwedischem Geschiebeinhalt von einer ostfennoskandisch
geprägten Moräne im Anstehenden beobachtet werden konnte. Unmittelbar auf die vorwiegend südschwedisch geprägte Moräne folgt üblicherweise zunächst eine Moräne einer zweiten Vorstoßphase mit
einer deutlichen Beimischung von Dalarna-Geschieben. Die in den Abbaustellen 2 a und 2 b zwischengeschaltete Graue Moräne dürfte dieser Moräneneinheit entsprechen, was allerdings wegen fehlender Leitgeschiebe nicht sicher belegt werden kann. Direkte Überlagerungen von südschwedisch geprägten Moränen (HZ 2180 bzw. HZ 1180) durch Moränen mit einem deutlichen Dalarna-Anteil (HZ 1370 bzw. HZ 0370)
waren am südöstlichen Rand der Westfälischen Bucht zwischen Paderborn und Salzkotten aufgeschlossen (SKUPIN et al. 1993, SKUPIN, STRITZKE, ZANDSTRA 2006).
5 Zusammenfassung und regionale Einordnung der Ergebnisse
In der Sandgrube Tecklenborg bei Flamschen wurden in den Jahren 1990 – 1994 zwei durch eine sandige Folge getrennte Moränen (Untere und Obere Moräne) beobachtet, die einerseits durch ein südschwedisches und andererseits durch ein ostfennoskandisches Leitgeschiebespektrum dem ersten und dem
dritten früh-drenthezeitlichen Eisvorstoß der Saale-Kaltzeit in die Westfälische Bucht zugeordnet werden
können (SKUPIN et al. 1993).
Die zuerst als Schmelzwasserablagerungen angesehene zwischengeschaltete Sandige Wechselfolge
wurde als Hinweis auf ein kurzfristiges lokales Zurückschmelzen der Eismassen gewertet. Aufgrund der im
Abbauzeitraum 2006 – 2009 entstandenen Aufschlüsse ließen sich die Sande jedoch eindeutig als größere glazitektonisch eingeschleppte Schuppe identifizieren. In den neuen Aufschlüssen tritt zudem eine aufgrund der regionalen Verhältnisse zu erwartende weitere Moräne in mittlerer Position auf. Wegen des geringen Geschiebeinhalts gelang es allerdings nicht, diese mittlere Moräne „geschiebestratigrafisch“ einzuordnen. Immerhin zeigt sich, dass die früh-drenthezeitliche Vereisung im Bereich Flamschen als ein mehr
oder weniger kontinuierlicher Vorgang abgelaufen ist. Außer Stagnationen und erneuten Vorstößen des
Inlandeises hat es in diesem Raum scheinbar keine einschneidenden Änderungen etwa in Form eines großflächigen Abschmelzens der Eisdecke gegeben.
Die markanten Scherhorizonte („Hauptscherhorizonte“) an der Basis der drei Moräneneinheiten weisen
darauf hin, dass es sich um Ablagerungen aus drei früh-drenthezeitlichen Vorstoßphasen handelt, für die
es im regionalen Bereich wie zum Beispiel bei Höven und Gaupel Entsprechungen gibt. In beiden Fällen
liegt ebenfalls eine Abfolge aus drei Moräneneinheiten vor. In der ehemaligen Ziegeleitongrube in der Bauerschaft Höven (früher Ziegelei Kuhfuß) kommt eine etwa 9 m mächtige Moränenfolge vor, die wie bei Flamschen durch Einlagerungen von sandigen Schollen und limonitischen Bändern als Anzeichen von Scherhorizonten in drei Einheiten gegliedert wird (GUNDLACH & SPEETZEN 1990: Abb. 13). Zudem war stellenweise
im oberen Bereich der mittleren Einheit – ähnlich wie in Flamschen – eine Anreicherung von Geschieben
mit Durchmessern von mehr als 10 cm zu beobachten. Im Bereich der Bauerschaft Gaupel wird die dort
etwa 5 m mächtige Moränenfolge durch zwei lagenartige Anreicherungen größerer Geschiebe in drei Ein-
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heiten unterteilt (SALOUSTROS & SPEETZEN 1999: Abb. 2), deren Eigenständigkeit sich durch deutlich unterschiedliche Richtungen der Geschiebeeinregelung zu erkennen gibt ( SPEETZEN & WIXFORTH 2002: Abb. 3).
Als Fazit ergibt sich, dass die drei Moräneneinheiten in der Sandgrube Tecklenborg bei Flamschen mit
großer Wahrscheinlichkeit den drei früh-drenthezeitlichen Eisvorstößen entsprechen, die im Weser-EmsGebiet, in den nordöstlichen Niederlanden sowie in der Westfälischen Bucht ihrer Spuren hinterließen und
auch am Niederrhein noch nachzuweisen sind (SPEETZEN & ZANDSTRA 2009, SKUPIN et al. 1993, SKUPIN &
ZANDSTRA: in Druckvorbereitung).
Dank
Die Autoren bedanken sich bei Frau Barbara Fister, Münster, für die Anfertigung der Zeichnungen.
6 Literatur
DAHM-ARENS, H. (1972): Entstehung der Eisenschwarten in den Kreidesanden Westfalens. – Fortschr. Geol.
Rheinld. u. Westf., 21: 133 – 142, 3 Abb., 1 Tab., 4 Taf.; Krefeld.
EHLERS, J., STEPHAN, H. J. (1979): Forms at the base of till strata as indicators of ice movement. – Journ. of
Glaciology, 22 (87): 345 – 355, 14 Abb.; Cambridge.
GEOL. LANDESAMT NORDRH.-WESTF. (1987): Erläuterungen zu Blatt C 4306 Recklinghausen. – Geol. Kt.
Nordrh.-Westf. 1: 100 000, Erl., C 4306 Recklinghausen: 124 S., 9 Abb., 12 Tab.; Krefeld (2. Auflage).
GUNDLACH, J., SPEETZEN, E. (1990): Untersuchungen zur Petrographie und Genese der drenthestadialen
Grundmoräne im Westmünsterland (Westfälische Bucht, NW-Deutschland). – N. Jb. Geol. Paläont.,
Abh., 181 (1 – 3): 471 – 499, 13 Abb., 1 Tab.; Stuttgart.
HENNINGSEN, D. (2006): Schwermineral-Untersuchungen in Niedersachsen – Wichtige Ergebnisse. – Ber.
Naturhist. Ges. Hannover, 148: 3 – 9, 1 Abb.; Hannover.
HENNINGSEN, D., SPEETZEN, E. (1998): Der Schwermineral-Gehalt von Saale-zeitlichen Moränen- und
Schmelzwasser-Ablagerungen des Münsterlandes (Nordrhein-Westfalen, NW-Deutschland). – Mitt.
Geol. Inst. Univ. Hannover, 38: 123 – 135, 2 Abb., 1 Tab.; Hannover.
HESEMANN, J. (1930 a): Wie sammelt und verwertet man kristalline Geschiebe?. – Sitz.-Ber. geol. L.-Anst.,
5: 188 – 196; Berlin.
HESEMANN, J. (1930 b): Statistische Geschiebeuntersuchungen. – Z. Geschiebeforsch., 6: 158 – 162; Leipzig.
HISS, M., SKUPIN, K., ZANDSTRA, J. G. (1992): Abgrabung Tecklenborg südwestlich von Coesfeld-Flamschen
(TK 4008 Gescher, R 25 77 500, H 57 52 300). – Kurzfassung u. Exkursionsführer 59. Tag. Arb.-Gem.
nordwestdt. Geologen, 1992: 109 – 114, 3 Abb.; Essen.
SALOUSTROS, K., SPEETZEN, E. (1999): Aufbau und Genese der saalezeitlichen Grundmoräne bei Mittel-Gaupel im westlichen Münsterland (Westfalen, NW-Deutschland). – Geol. Paläont. Westf., 52: 41 – 49,
8 Abb.; Münster.
SKUPIN, K., SPEETZEN, E., ZANDSTRA, J. G. (1993): Die Eiszeit in Nordwestdeutschland. Zur Vereisungsgeschichte der Westfälischen Bucht und angrenzender Gebiete. – 143 S., 49 Abb., 24 Tab., 2 Taf., 2 Kt.;
Krefeld (Geol. L.-Amt Nordrh.-Westf.).
86
Paleontologie_Heft_74_Layout 1 08.11.13 09:53 Seite 87
SKUPIN, K., STRITZKE, R., ZANDSTRA, J. G. (2006): Eine saalezeitliche Sedimentabfolge im Quellgebiet der
Heder bei Salzkotten-Upsprunge (Hellweg/südöstliches Münsterland). – Archiv für Geschiebekunde,
5 (Festschrift Gerd Lüttig): 211 – 228, 10 Abb., 5 Tab.; Hamburg/Greifswald.
SKUPIN, K., ZANDSTRA, J. G. (in Druckvorbereitung): Die Vergletscherung des Niederrheins zur Saale-Kaltzeit
– Untersuchungen zur Petrografie und Leitgeschiebeführung der Moränen am linken Niederrhein und in
angrenzenden Gebieten. – Krefeld (Geol. Dienst Nordrh.-Westf.).
SPEETZEN, E., WEBER, M. (1999): Ein pleistozäner Kalkstein-Schotter bei Holtwick im westlichen Münsterland (Westfalen, NW-Deutschland). – Geol. Paläont. Westf., 52: 51 – 58, 5 Abb., 1 Tab.; Münster.
SPEETZEN, E., WIXFORTH, O. (2002): Geschiebeeinregelung und Gefügetypen am Beispiel saalezeitlicher
Moränen im Münsterland und im Osnabrücker Land (NW-Deutschland). – Münster. Forsch. Geol. Paläont., 93: 139 – 157, 12 Abb., 1 Tab.; Münster.
SPEETZEN, E., ZANDSTRA, J. G. (2009): Elster- und Saale-Vereisung im Weser-Ems-Gebiet und ihre kristallinen
Leitgeschiebegesellschaften. – Münster. Forsch. Geol. Paläont., 103: 115 S., 10 Abb., 18 Tab., 7 Anl.;
Münster.
ZANDSTRA, J. G. (1983): A new subdivision of crystalline Fennoscandian erratic pebble assemblages
(Saalian) in the Central Netherlands. – Geol. en Mijnb., 62: 455 – 469, 6 Abb., 5 Tab.; ’s-Gravenhage.
87
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LWL-MUSEUM FÜR NATURKUNDE
Westfälisches Landesmuseum mit Planetarium
Geologie und Paläontologie in Westfalen
Heft 74
Geologische Erkenntnisse aus den Tongruben
bei Sommersell, Stadt Nieheim
Siegfried Schubert
Kalkige Nannofossilien des Santon-CampanGrenzbereichs (Oberkreide) von
Westerwiehe (Stadt Rietberg; NRW)
Christian Linnert & Jörg Mutterlose
Früh-drenthezeitliche Moränen der Saale-Kaltzeit im
Bereich der Abgrabung Tecklenborg südwestlich von
Coesfeld-Flamschen (westliches Münsterland)
K. Skupin, E. Speetzen & J. G. Zandstra
74
ISSN 0176-148X
ISBN 978-3-940726-07-0