Gliederung und Zusammensetzung der Weserterrassen-K��rper bei Bodenfelde (mit einer geolog. Kartierung)

W��hrend der Gel��ndearbeit vom 12. Juni bis 30. September 1972 wurden im Untersuchungsgebiet 705 Handbohrungen abgeteuft, ein Schichtenverzeichnis f��r die Bohrprofile und Aufschl��sse sowie ein Kartierfeldblatt und eine Bohrpunktkarte im Ma��stab 1 : 10 000 erstellt. Bohrpunkte und Kartierung wurden bei der Ausarbeitung auf Karten im Ma��stab 1 : 25 000 ��bertragen (archiviert im Nieders��chsischen Landesamt). Das kartierte Gebiet umfa��t das Tal der Oberweser von Gieselwerder im S��den bis zum Kuhlengrund im Nordwesten (Blatt Karlshafen), das auf der topographischen Karte anhand der H��henlinien deutlich erkennbare ehemalige Weser- Umlauftal um den Kahlberg von Bodenfelde bis Wahmbeck und den M��ndungsbereich des Schw��lmetales bei Lippoldsberg.

Schwermineraluntersuchungen an quart��ren Sanden im Bereich der Ostfriesischen Inseln Baltrum, Langeoog und Spiekeroog

Nachdem es in den letzten Jahrzehnten gelang, Unterschiede in den Schwermineralassoziationen der Geschiebemergel festzustellen, erschien es notwendig, auch die quart��ren Sande auf stratigraphisch verwertbare Schwermineralvergesellschaftungen zu untersuchen. Als Ausgangsmaterial dienten Proben, die bei Bohrungen der Forschungsstelle Norderney, im Auftrag des Nieders��chsischen Landesamtes f��r Bodenforschung, entnommen wurden. Der Untersuchungsraum der vorliegenden Arbeit erstreckt sich auf das Wattengebiet s��dlich der Inseln Baitrum, Langeoog und Spieckeroog. Von den abgeteuften Bohrungen wurden 22 schwermineralanalytisch untersucht. An Hand dieser Proben wird das im Arbeitsgebiet vorliegende Sediment auf stratigraphisch verwertbare Schwermineralassoziationen untersucht, werden Leitminerale und ihre Mengenverh��ltnisse analysiert. Weiterhin soll der Einflu�� von Umlagerungsvorg��ngen auf Schwermineralassoziationen gekl��rt werden.

Die Zunahme intraanueller Zuwachsstreifen bei Muscheln im Laufe der Erdgeschichte

Die Deutung der st��rkeren Wachstumsunterbrechungen auf den Schalen von Muscheln als "Jahresringe" wird weiter unterbaut. Bei langlebigen Arten wird daraus ein Rhythmus nachgewiesen, der an den 11-j��hrigen Sonnenfleckenrhythmus erinnert. Die kleineren intraannuellen Wachstumsst��rungen ("Monatsringe?") werden in ihrer durchschnittlichen j��hrlichen H��ufigkeit vom Silur bis zur Gegenwart verfolgt. Es wird eine allm��hliche Zunahme im Verlauf der Erdgeschichte festgestellt. Dabei ergeben sich kleinere Spr��nge zwischen Karbon und Perm sowie zwischen Trias und Jura. Ein gr����erer Sprung ist zwischen Jura und Kreide erkennbar. Im Palaeoz��n gleichen die Zahlen noch sehr denen der Kreide, w��hrend vom Eoz��n ab wieder eine dann gleichbleibende Zunahme sichtbar ist. Die intraannuellen Zuwachsunterbrechungen ("Monatsringe") d��rften in der Mehrzahl nicht durch Milieueinfl��sse entstanden sein. Zu ihren Ursachen k��nnten vielleicht Beziehungen zur Kurve der Beschleunigung des erdgeschichtlichen Ablaufes oder jener der Erdexpansion hinf��hren. Auch die "Monatsringe" lassen unter der Lupe noch kleinere Wachstumsunterbrechungen erkennen, bei denen am ehesten noch ��rtliche Milieubedingungen mitgewirkt haben k��nnten.

Hyaenidenfunde aus dem Villafranchium der T��rkei

Jaw remains with teeth from Plio-Pleistocene sediments of the Anatolian upland (Turkey) are the first records of Hyaena perrieri and Euryboas lunensis outside Europe. Both species are members of a fauna of the lowermost Villafranchian. The stratigraphic and geographic range of Hyaena perrieri and H. brevirostris as well as the origin of the genus Euryboas are discussed.

Mikrofaunistisch-lithologische Untersuchungen der Hilssandstein-Region (Apt/Alb) im Raum Salzgitter-Goslar

So gut sich im n��rdlichen Harzvorland die Sandstein- Fazies des Hilssandsteins als morphologisch herausragende Schichtrippe kartieren lie��, so problematisch ist bis heute ihre genaue stratigraphische Position geblieben. Die von STROMBECK (1856, Tab.S.493) aufgestellten Schichtgruppen Hilssandstein und Minimuston verwendete noch STOLLEY (1937, S.1,54) in stratigraphischem Sinn, obgleich es sich um Fazieseinheiten handelt, deren Grenzen durchaus schr��g zu den biostratigraphischen Zonen verlaufen k��nnen. Beispiele f��r die Richtigkeit dieses Prinzips lieferten die Beobachtungen am Flammenmergel des Hils und der Sackmulde (JORDAN & SCHMIDT 1968): Die Bildungszeit der Flammenmergel-Fazies beginnt nach neuer Zonengliederung (COLLIGNON 1965) nicht zugleich mit dem Ober-Alb, sindern erst im unteren Ober-Alb und reicht bis zum Cenoman, kann aber auch schon im Ober-Alb beendet sein. Ein ��hnliches Verhalten wurde daher auch von der Quarzsandstein-Fazies des Hilssandsteins im Raum Salzgitter-Goslar vermutet. Seltene Vorkommen von Acanthohoplites milletianus D'ORB. in den Steinbr��chen von Ostlutter und in der Sandgrube bei Goslar waren f��r BODE & SCHROEDER (1912 - 1926) bei ihrer geologischen Kartenaufnahme der Beweis f��r Unter-Gault (= Unter-Alb) -Alter des Sandsteins. Bei der Auswertung der Bohrungen im Gebiet von Hornburg grenzte SEITZ (1943, S.355,398) die Quarzsandstein Fazies mit dem Gaultkonglomerat nach unten gegen tonige Apt-Serien ab und stellte die obere Faziesgrenze des Hilssandsteins gegen Minimuston nach einem Leymeriellen Fund etwa in die Mitte des oberen Unter-Albs. Weiter ��stlich durchgef��hrte mikropal��ontologische Beobach- tungsn in der Unterkreide am Kleinen Fallstein (BACH 1965) best��tigten, da�� hier die Quarzsandsch��ttung bereits im Unter-Alb beendet war. Im Westen des Untersuchungsgebietes soll die Quarzsandsch��ttung im Hils nach BRINKMANN (1937, S.15) im Ober-Apt, ��rtlich sogar im Ober-Hauterive (FRATSCHNER 1950, S.31) begonnen und nach einem Hoplites-Fund (BRINKMANN 1937, S.15) bis ins oberste Mittel-Alb angedauert haben. Den Hilssandstein der Sackmulde stell- tein JORDAN & SCHMIDT (1968, S.428) ins Unter-Alb, vermuteten aber dessen Sedimentationsbeginn im Ober-Apt. Im Untersuchungsgebiet dieser Arbeit wurde das Unter- Alb-Alter des Hilssandsteins von DEWIEL (1951, S.39) unter anderem in der Finkeikuhle (bei Salzgitter-Bad) angezweifeit: Seines Erachtens ist dort die gesamte, ungef��hr 50 m m��chtige, tonig-sandige Folge mit Sandsteinb��nken in ihrem oberen Teil dem Ober-Apt zuzuordnen. Er unterstrich damit WEIGELTs (1923, S.44/45) Auffassung von einer zumindest partiellen Zugeh��rigkeit des Sandsteins zum hohen Neokom. Abgesehen von der guten ��bereinstimmung in der Datierung der Hilssandstein-Region des Kleinen Fallsteins nach Makro- wie Mikrofauna, gaben die zum Teil widerspr��chlichen Altersangaben f��r dieselbe Schichtregion in den anderen Gebieten S��dniedersachsens Anla�� zur Skepsis. Das hiesige Institut machte es sich daher zur Aufgabe, die stratigraphische Stellung des Hilssandsteins zun��chst im Hils (SEILER 1973) und im Raum Salzgitter-Goslar erneut zu untersuchen. Die hier bearbeiteten Aufschl��sse (Abb.l) (Bl. Ringelheim, Salzgitter, Lutter a.B., Goslar) liegen im wesentlichen im Ausstrich der Unterkreide an den Flanken der Innerste-Mulde (gelegentlich auch Ringelheimer Mulde genannt). Bekanntlich entstand diese asymmetrische, mit Kreide-Sedimenten gef��llte Mulde durch halokinetisch modifizierte junge (?subherzynische) tektonische Bewegungen (s. K��LBEL 1944). An ihrer Westflanke und in der Harzrandzone westlich Goslar bildet der Hilssandstein eine Schichtrippe und ��berlagert transgressiv Trias- und Jura-Schichten. - An seiner Basis treten ��rtlich (z.B. SO Ortshausen, SW Neuwallmoden) geringm��chtige Brauneisenstein-Phosphorit- Lagen auf, deren Zugeh��rigkeit zum Neokom- oder Gaultkonglomerat bisher nicht sicher war. An der ��stlichen Muldenflanke ist der Hilssandstein in Tagesaufschl��ssen aus zwei Gebieten bekannt: a) im Kreuzungsbereich der rheinisch streichenden Ringel- heimer St��rungszone (K��LBEL 1944, S.82) mit dem eggisch bis steil-herzynisch streichenden Salzgitterer Sattel in der Umgebung von Gitter und Grube "Finkeikuhle", b) am S��dende des Salzgitterer Sattels. - Hier, wie auch am S��dteil der ��stlichen Sattelflanke bei Gro��-D��hren und Weddingen (Aufschlu�� 5: "Morgenstern"), liegt der Hilssandstein samt Gaultkonglomerat transgressiv auf den erzf��hrenden Serien der tieferen Unterkreide.

Aufbau und Untergliederung des Niederterrassenk��rpers der Unterelbe

Das untere Elbtal hat w��hrend der Weichsel-Kaltzeit (120.000-10.000 vor heute) als nordwestliche Fortsetzung der drei gro��en mitteldeutschen und polnischen Urstromt��ler gedient (GIRARD 1855). Die drei Urstromt��ler sind jeweils der Haupteisrandlage einer Vereisungsphase zuzuordnen und nacheinander in Funktion gewesen (KEILHACK 1887, 1898). Die drei Urstromt��ler vereinigen sich nahe dem Elbknie bei Havelberg. Von dort aus sind die Schmelzw��sser des skandinavischen Inlandeises gemeinsam mit den Flu��w��ssern aus dem mitteldeutschen Einzuggebiet der Elbe zur Nordsee abgeflossen. Dazugekommen sind Schmelzwasserabfl��sse vom Eisrand, der w��hrend des H��chststandes der Vereisung nur etwa 10 km vom Elbtal entfernt gelegen hat. Trotz der wichtigen Funktion des Elbe-Urstromtales bei der Entw��sserung Mitteleuropas hat es bisher keine zusammenfassende Bearbeitung der weichselkaltzeitlichen Urstromtal - Ablagerungen gegeben. Ausgangspunkt f��r die vorliegende Arbeit ist die Frage gewesen, ob sich die weichselkaltzeitlichen Urstromtalabiagerungen, die als Niederterrassen-Ablagerungen bezeichnet werden, petrographisch von liegenden Schichteinheiten abtrennen lassen. Weitere thematische Schwerpunkte sind die Anlage und Entwicklung des Elbe-Urstromtales sowie die Untergliederung der dazugeh��rigen Sedimente. Geographischer Ausgangspunkt der Untersuchungen ist der Raum Gorleben. Dort wurde die kiespetrographische Gliederung der quart��ren Schichten erarbeitet, unter ma��geblicher Mitwirkung von Frau Dipl.-Geol. C. KABEL (in Duphorn 1980, 1983). Von Gorleben aus wird der Verlauf der Niederterrasse anhand von 11 Querprofilen bis in die Deutsche Bucht verfolgt.

Lithostratigraphische, technologische und geochemische Untersuchungen Im Muschelkalk des Osnabr��cker Berglandes

Im nieders��chsischen Teil des Osnabr��cker Berglands wurde der Muschelkalk lithostratigraphisch untersucht und sein Gesteinsinventar im Hinblick auf dessen Eignung f��r die Herstellung von Stra��enbaumaterial sowie andere Nutzungsm��glichkeiten ��berpr��ft. Die methodischen Schwerpunkte lagen bei der Aufschlu��-Bearbeitung, der Ermittlung technologischer Kennwerte nach den einschl��gigen Pr��f-Vorschriften f��r Stra��enbaustoffe und der Bestimmung der durchschnittlichen geochemischen Zusammensetzung von Teilschichtfolgen mittels RFA-Analysen. Durch geologische Aufnahme und Korrelation von zahlreichen Tagesaufschl��ssen und zwei Kernbohrungen gelang es, eine detaillierte lithostratigraphische Regionalgliederung des ca. 80 m m��chtigen Unteren Muschelkalks f��r den Raum Osnabr��ck zu erarbeiten. Eine von DUCHROW & GROETZNER (1984) publizierte lithostratigraphische Gliederung des Oberen Muschelkalks (ca. 60 m m��chtig) im Arbeitsgebiet erwies sich als nachvollziehbar und wird auch in Gamma- Ray-Logs aus Bohrungen deutlich. Die Interpretation der geologischen Befunde ergab, da�� die 1ithofaziellen Voraussetzungen f��r den Hartsteinabbau im Oberen Muschelkalk am g��nstigsten im Raum SW Osnabr��cks sind. Nach den Ergebnissen der technologischen Untersuchungen sind nicht nur die zur Zeit bereits im Abbau stehenden, dickbankigen, sehr karbonatreichen Einschaltungen in den Oberen Muschelkalk (Haupt-Trochitenkalk, Terebratelkalk) f��r die Herstellung von Stra��enbaumaterial geeignet, sondern mit einigen Einschr��nkungen auch der hierf��r bisher nicht genutzte Untere Muschelkalk und die Gelben Basisschichten (Oberer Muschelkalk). Der Abbau und Einsatz dieses Gesteinsmaterials im Stra��en- und Wegebau kann einen wichtigen Beitrag zur Streckung der nur noch geringen Vorr��te an hochwertigem Kalkstein liefern. Die Gesteine des Unteren Muschelkalks und der Gelben Basisschichten (Oberer Muschelkalk) sind dar��ber hinaus aufgrund ihrer geochemischen Zusammensetzung ein gutes Rohmaterial f��r die Herstellung von "Kohlensaurem Kalk" und "Kohlensaurem Magnesiumkalk". Diese Produkte werden in zunehmendem Ma��e in der Forst- und Landwirtschaft eingesetzt, um durch saure Niederschl��ge hervorgerufene Vegetationssch��den zu begrenzen.

Riffe und fazielle Entwicklung der florigemma-Bank (Korallenoolith, Oxfordium) im S��ntel und ��stlichen Wesergebirge (NW-Deutschland

During the Sedimentation of the platform carbonate deposits of the Korallenoolith Formation (middle Oxfordian to early Kimmeridgian) small buildups ofcorals formed in the Lower Saxony Basin. These bioconstructions are restricted to particular horizons (Untere Korallenbank,��origenuna-Bank Member etc.) and represent patch reefs and biostromes. In this study, the development of facies, fossil assemblages, spatial distribution of fossils, and reefs of the ��origenuna-Bank Member (upper Middle Oxfordian) in the S��ntel Mts and the eastern Wesergebirge Mts is described; the formation of reefs is discussed in detail. Twelve facies types are described and interpreted. They vary between high-energy deposits as well winnowed oolites and quiet-water lagoonal mudstones. Owing to the significance of biota, micro- and macrofossils are systematically described. The reefs are preserved in growth position, are characterized by numerous corresponding features and belong to a certain reef type. According to their size, shape and framework, they represent patch reefs, coral knobs (sensu James, 1983), coral thrombolite reefs (sensu Leinfelder et al., 1994) or ���Klein- and Mitteldickichte��� (sensu Laternser, 2001). Their growth fabric corresponds to the superstratal (dense) pillarstone (sensu Insalaco, 1998). As the top of the ��origenuna-Bank displays an erosional unconformity (so-called Hauptdiskontinuit��t), the top of the reefs are erosionally capped. Their maximum height amounts to at least the maximum thickness of the ��origenuna-Bank which does not exceed 4 metres. The diversity of coral fauna of the reefs is relatively low; a total of 13 species is recorded. The coral community is over- whelmingly dominated by the thin-branched ramose Thamnasteria dendroidea (Lamouroux) that forms aggregations of colonies (77?. dendroidea thickets). Leafy to platy Fungiastrea arachnoides (Parkinson) and Thamnasteria concinna (Goldfuss) occur subordinately, other species are only of minor importance. In a few cases, the reef-core consisting of Th. dendroidea thickets is laterally encrusted by platy F. arachnoides and Th. concinna colonies, and microbial carbonates. This zonation reflects probably a succession of different reef builders as a result of changing environmental conditions (allogenic succession). Moreover, some reefs are overlain by a biostrome made of large Solenopora jurassica nodules passing laterally in a nerinean bed. Mikrobial carbonates promoted reef growth and favoured the preservation of reef organismn in their growth position or in situ. They exhibit a platy, dendroid, or reticulate growth form or occur as downward-facing hemispheroids. According to their microstructure, they consist of a peloidal, clotted, or unstructured fabric (predominately layered and poorly structured thrombolite as well as clotted leiolite) (sensu Schmid, 1996). Abundant endo- and epibiontic organisms (bivalves, gastropods, echinoids, asteroids, ophiuroids, crabs etc) are linked to the reefs. With regard to their guild structure, the reefs represent occurrences at which only a few coral species serve as builder. Moreover, microbial carbonates contribute to both building and binding of the reefs. Additional binder as well as baffler are present, but not abundant. According to the species diversity, the dweller guild comprises by far the highest number of invertebrate taxa. The destroyer guild chiefly encompasses bivalves. The composition of the reef community was influenced by the habitat structure of the Th. dendroidea thickets. Owing to the increase in encrusting organisms and other inhabitants of the thickets, the locational factors changed, since light intensity and hydrodynamic energy level and combined parameters as oxygen supply declined in the crowded habitat. Therefore a characteristic succession of organisms is developed that depends on and responds to changing environmental conditions (���community replacement sequence���). The succession allows the differentiation of different stages. It started after the cessation of the polyps with boring organisms and photoautotrophic micro-encrusters (calcareous algae, Lithocodium aggregatum). Following the death of these pioneer organisms, encrusting and adherent organisms (serpulids, ���Terebella��� species, bryozoans, foraminifers, thecideidinids, sklerospongid and pharetronid sponges, terebratulids), small mobile organisms (limpets), and microbial induced carbonates developed. The final stage in the community replacement sequence gave rise to small cryptic habitats and organisms that belong to these caves (cryptobionts, coelobites). The habitat conditions especially favoured small non-rigid demosponges (���soft sponges���) that tolerate reduced water circulation. Reef rubble is negligible, so that the reefs are bordered by fossiliferous micritic limestone passing laterally in micritic limestone. Approximately 10% of the study area (outcropping florigemma-Bank) corresponds to reefal deposits whereas the remaining 90% encompass lagoonal inter-reefal deposits. The reef development is a good example for the interaction between reef growth, facies development and sea-level changes. It was initiated by a sea-level rise (transgression) and corresponding decrease in the hydrodynamic energy level. Colonization and reef growth took place on a coarse-grained Substrate composed of oncoids, larger foraminifers and bioclasts. Reef growth took place in a calm marine lagoonal setting. Increasing abundance of spherical coral morphs towards the Northeast (section Kessiehausen, northwestem S��ntel Mts) reflects higher turbidity and a facies transition to coral occurrences of the ��origenuna-Bank Member in the adjacent Deister Mts. The reef growth was neither influenced by stonns nor by input of siliciclastic deposits, and took place in short time - probably in only a thousand years under most probably mesotrophic conditions. The mass appearance of solenoporids and nerineids in the upper part of the ��origenuna-Bank Member point to enhanced nutrient level as a result of regression. In addition, this scenario of fluctuations in nutrient availability seems to be responsible for the cessation of reef corals. The sea level fall reached its climax in the subaerial exposure and palaeokarst development of the florigemma-Bank. The reef building corals are typical pioneer species. The blade-like, flattened F. amchnoides colonies are characterized by their light porous calcium carbonate skeleton, which is a distinct advantage in soft bottom environment. Thus, they settled on soft bottom exposing the large parts of its surface to the incoming light. On the other hand, in response to their light requirements they were also able to settle shaded canopy structures or reef caves. Th. dendroidea is an opportunistic coral species in very shallow, well illuminated marine environment. Their thin and densely spaced branches led to a very high surface/volume ratio of the colonies that were capable to exploit incoming light due to their small thamasterioid calices characterized by ���highly integrated polyps���. In addition, sideward coalescence of branches during colony growth led to a wave-resistant framework and favoured the authochthonous preservation of the reefs. Asexual reproduction by fragmented colonies promoted reef development as Th. dendroidea thickets laterally extend over the sea floor or new reefs have developed from broken fragments of parent colonies. Similar build ups with Th. dendroidea as a dominant or frequent reef building coral species are known from the Paris Basin and elsewhere from the Lower Saxony Basin (Kleiner Deister Mts). These buildups developed in well-illuminated shallow water and encompass coral reefs or coral thrombolite reefs. Intra- and inter-reef deposits vary between well-winnowed reef debris limestone and mudstones representing considerably calmer conditions. Solenoporid, nerineids and diceratides belong to the characteristic fossils of these occurrences. However, diceratides are missing in theflorigemma-Bank Member. Th. dendroidea differs in its colonization of low- to high-energy environment from recent ramose scleractinian corals (e.g., Acropora and Porites sp.). The latter are restricted to agitated water habitats creating coral thickets and carpets. According to the morphologic plasticity of Th. dendroidea, thick-branched colonies developed in a milieu of high water energy, whereas fragile, wide- and thin-branched colonies prevail in low-energy settings. Due to its relatively rapid growth, Th. dendroidea was able to keep pace with increased Sedimentation rates. 68 benthonic foraminiferan species/taxa have been recognized in thin sections. Agglutinated foraminifers (textulariids) predominate when compared with rotaliids and milioliids. Numerous species are restricted to a certain facies type or occur in higher population densities, in particular Everticyclammina sp., a larger agglutinated foraminifer that occurs in rock building amounts. Among the 25 reef dwelling foraminiferal species, a few were so far only known from Late Jurassic sponge reefs. Another striking feature is the frequency of adherent foraminiferal species. Fauna and flora, in particular dasycladaleans and agglutinated foraminifers, document palaeobiogeographic relationships to the Tethys and point to (sub)tropical conditions. Moreover, in Germany this foraminiferan assemblage is yet uncompared. In Southern Germany similar tethyan type assemblages are not present in strata as young as Middle Tithonian.

Die mittelpleistoz��ne Flu��entwicklung im nord��stlichen Harzvorland: Petrographie, Terrassenstratigraphie

The present study deals with the evolution of the middle Pleistocene river system in the north-eastern foreland of the Harz Mtns. Sediments of the middle fluvial terrace level (early Saalian time) are the main objectives. By using these sediments supplementary with some results of upper fluvial terrace level (early Elesterian time or older) the fluvial palaeogeography within the area has been reconstructed. The sediments were investigated with respect to their gravel spectra, heavy mineral record, sedimentary structures and altitude above the recent river beds. Due to the resulting specifics the sediments have been attributed to particular rivers in the area. Furthermore it is possible to distinguish between fluvial sediments and Elsterian as well as Saalian fluvioglacial deposits. Together with discernible middle or upper terrace characteristics this led to a spatio-temporal reconstruction of the palaeo river system of the Harz Mtns. It revealed that not only during upper terrace sedimentation but even while middle terraces were deposited the rivers partly diversed. These river diversions were mainly caused by hydrodynamic changes reflecting interaction of the fluvial system with Elsterian and Saalian ice shield formation in the north. The Rivers Ecker, Ilse, Rammelsbach, Holtemme, Goldbach, Bode, Selke and Eine were affected by this development as follows: Upper terrace level formation: ��� The Ecker River formerly ran between its recent river bed and that of the Use River in direction to the Gro��er Fallstein Mtn. ��� The Use River flowed to the NE towards the Huy Mtn. ��� The Goldbach River and the Holtemme River mutually ran to the NW south of the Huy Mtn. After uniting with the Use River and Ecker River it ran south of the Gro��er Fallstein Mtn. Middle terrace level formation: ��� The Ecker River flowed far more NE. ��� Near to the Harz Mtns. the Use River flowed more in the E. The tributary junction of the Rammelsbach River was located far more downstream. Thereafter the Use River ran to the N between Huy Mtn. and Gro��er Fallstein Mtn. to end up flowing in the area of the Gro��es Bruch. ��� The Holtemme River kept its course. Its recent tributary the Goldbach River flowed to the NE and joined the Bode River after leaving the Harz Mtn. Range. ��� The Eine River ran to the NW when passing todays city of Aschersleben. After flowing together with the Selke River in the area of the Seel��nderei it became a tributary to the Bode River. ��� The Bode River within the recent tributary junction of the Holtemme ran far more in the W. In the area of the Espenbruch it flowed eastwards to the Saale River. The following general implications resulted out of the study: ��� The so called ���mixed sediments��� sensu Rosenberger & Altermann (1975) have now been interpreted as proximal fluvioglacial deposits. ��� High altitudes of middle terrace fluvial deposits in the courses of the Ecker River and Use River were formerly assigned to post middle Pleistocene uplift of the Gro��er Fallstein Mtn. (Feldmann, 2002). The present study suggests that the unusual high altitudes should rather be attributed to post middle terrace level erosion of the shortened Ilse- Rammelsbach river system or fluvioglacial processes below the glacier. ��� Within the north-eastern foreland of the Harz Mtns. middle terrace level deposits have previously been subdivided by cryoturbation horizons or short-term progradation of Saalian glaciation. This is not supported by own results for the examined area.

Pal��owind-Indikatoren : M��glichkeiten, Grenzen und Probleme ihrer Anwendung am Beispiel des Weichsel-Hochglazials in Europa

In the first paragraphs of this paper a survey of the most ap- proved paleowind indicators is given. Methods, limitations and Problems of their Interpretation are discussed. The following indicators and their attributes are considered: loess, sandy loess (attributes: Sediment thickness, grain size, mineral compo- sition, sediment structure and morphology), paleosoils, vulcano- eolian Sediments, deep sea Sediments and paleo snowlines. In the second part of this paper the wind regimes predominating in Europe during the Weichselian glacial maximum are recon- structed based on information from more than 170 publications with interpretations of paleowind indicators. The results are presented in two survey maps. The most significant result is to indicate two competing wind regimes existing during the glacial maximum. In the immediate vicinity of the Fennoscandian glaciation and in eastern Europe paleowind indicators document easterly and north easterly anti- cyclonic winds; in central and Western Europe they show westerly winds originated in cyclones coming from the North Atlantic. Some modifications of the wind pattern are induced by local and regional morphological conditions (e.g. the Upper Rhine valley, the east rim of the Carpathian Mountains). In general and compared with previous investigations the study points to a more differentiated pattern of atmospheric circula- tion during the Weichselian Pleniglacial influenced by variing topographical, paleoecological and meteorological factors.

Die Malmschichtfolge von Langenberg bei Oker (n��rdl. Harzvorland)

Im Steinbruch des Kalkwerkes Oker am Westende des Langen-Berges (n��rdl. Harzvorland) wurde ein etwa 200 m m��chtiges Profil aufgenommen, das vom Unteren Korallenoolith bis in den Oberen Kimmeridge reicht. Dar��ber transgrediert Unter-IIauterive. Auf der Grundlage mikroskopischer Untersuchungen von Gesteinsanschnitten wurden die vorhandenen Ges teinstypen der Karbonatgesteine festgestellt und beschrieben. In der Malmschichtfolge, die aus mergeligen, dolomitischen und reinen Kalkgesteinen aufgebaut wird, ��berwiegen im Korallenoolith Oolithe und im Kimmeridge feink��rnig dichte Kalkgesteine (Mikrite). Als besondere Typen wurden an der Basis des Mittleren Kimmeridge auf Grund der F��hrung von Algenb��llen (Onkoiden) ein Onkoid- dolomitstein und im untersten Teil des Oberen Kimmeridge wegen' des starken Anteils von Characeen-Gyrogoniten an den klastischen Komponenten des Gesteins ein Characeenkalkstein ausgej schieden. Von den einzelnen Gesteinstypen wurden Proben quantitativ chemisch auf ihren SiO2, Al, Fe, Mg und Ca-Gehalt untersucht. Durch diese Bestimmungen wurde eine ��bersicht ��ber die chemische Zusammensetzung der Gesteinsfolge gewonnen. Der Korallenoolith ist generell st��rker eisenf��hrend als der Kimmeridge, besonders aber im Unteren Korallenoolith und an der Basis des Mittleren und des Oberen Korallenooliths. W��hrend des gesamten Mittleren Korallenooliths wurde ein sehr reines Karbonatgestein mit geringem Si02 und Al2O3-Gehalt gebildet. Als Durchschnittswert des Doloraitanteils am Gestein wurden, jeweils f��r gr����ere Abschnitte berechnet, im Korallenoolith und Kimmeridge gleicherma��en etwa 15% gefunden. Im Mittleren Kimmeridge liegt als Grenzbank zum Oberen Kimmeridge eine 3 m m��chtige, graugelbe Gesteinsbank, die von den Steinbrucharbeitern "Wasserstein" genannt wird und nach der chemischen Untersuchung aus sehr reinem Dolomitstein besteht. Die stratigraphische Grenzziehung erfolgte nach der mikropa- l��ontologischen Untersuchung einiger Mergelsteinproben. Innerhalb der Malmschichtfolge wurden Mindestartenzahlen von Foraminiferen und Ostrakoden sowie von kalkschaligen und von sand- schaligen Foraminiferen verglichen und die Anzahl gewisser vorwiegend mariner Fossilgruppen und das Auftreten von Characeen-Gyrogoniten festgestellt. Auf Grund der Ergebnisse wurde ein Wechsel der ��kologischen Bedingungen gegen Ende des Oberen Korallenooliths angenommen. Nach ��kologischen Untersuchungen an rezenten Foraminiferen deuten Dominanzen der sandschaligen Foraminiferen nach Arten- und Individuenzahl bei gleichzeitig geringer Gesamtartenzahl im Kimmeridge auf Flachwasserbedingungen mit m��glicherweise verringertem Salzgehalt hin. Weitere Hinweise auf zeitweilige Brackwassereinfl��sse w��hrend des Kimmeridges sind die Abnahme der Zahl vorwiegend mariner Fossilgruppen und das massenhafte Auftreten von Characeen-Gyrogoniten. Diese Deutungen passen gut in das pal��ogeographische Bild des Malms nach IIUCKRIEDE (1967). Danach geh��rte das Gebiet des Langen-Berges seit dem Unteren Kimmeridge zu einer Bucht des Nieders��chsischen Beckens, die im S��den und Osten vom nahen Mitteldeutschen Festland umschlossen wurde und von dorther S����wasserzuflu�� erhielt.

Ontogenie und Phylogenie der Belemnitenart Hibolites jaculoides SWINNERTON, 1937, aus dem Hauterivium (Unterkreide) von NW-Deutschland (Sarstedt) und NE England (Speeton)

The belemnite species Hibolites jaculoides Swinnerton, 1937 is redefined on the basis of a bed by bed collection of 2100 rostrums from the Upper Hauterivian (Cretaceous deposits of NW Germany and Yorkshire, England. According to the variate-statistical evaluation of the data gathered, definite phylotic changes are disdernible within the species. All characters measured indicate a definite tendency towards reduction in size. Large-sized, club-shaped specimens are typical for the stratigraphically older beds, delicate and slender-built forms dominate in the upper Upper Hauterivian. Comparison of the material from England and Germany yielded that three of the varieties described by Swinnerton are limited mainly to the lower Upper Hauterivian of England.

��ber Erdf��lle am nordwestlichen Harzrand zwischen Hahausen und Osterode am Harz

Am nordwestlichen Harzrand zwischen Hahausen und Osterode wurden 482 Erdf��lle systematisch aufgenommen. Als Erdf��lle wurden dabei alle oberirdischen Gro��-Subrosionsformen ungeachtet ihrer Entstehung aufgefa��t. Die Gel��ndekartierung st��tzte sich auf Archivunterlagen, alte topographische und geologische Karten sowie auf Luftbilder. Erdf��lle im Ausstrich gleicher stratigraphischer Einheiten wurden zusammengefa��t und ihre Basisdaten: Erdfalltyp, -umri��, -fl��che und Formfaktor (Durchmesser:Tiefe) miteinander verglichen. Die Dimensionen der Erdf��lle werden an der Oberfl��che von zwei Faktoren beeinflu��t, dem Alter und der Genese. Bei den meist fossilen Erdf��llen werden charakteristische genetische Merkmale durch den Alterungsproze�� so stark ��berpr��gt, da�� sie in der Statistik nicht mehr signifikant hervortreten. F��r die einzelnen Schichtabschnitte wurden theoretische Modelle zur Erdfallmechanik am konkreten Beispiel ��berpr��ft. Im Oberen Buntsandstein k��nnen die Formen als Senkungskessel, Normalerdf��lle und Subrosionserdf��lle gedeutet werden. Mit den vorliegenden Daten ist es jedoch nicht m��glich, einzelnen Erdf��llen bestimmte Entstehungsmechanismen zuzuordnen. Die Erdf��lle im Unteren Buntsandstein brechen siloartig zur Tagesfl��che nach oben. Lockergesteinsbedeckung kann den Durchbruch verz��gern, besonders wenn koh��sive Lagen eingeschaltet sind. Normalerdf��lle treten im Zechstein 3 und 4 auf. Im nicht verkarsteten Gestein kann sich ein Pseudogew��lbe ausbilden, aber auch ein kaminartiger Hohlraum ist denkbar. Im Basalanhydrit, Sta��furtkalk und -dolomit, in der Einsturzbreccie aus Sta��furtkalk und -dolomit sowie im Werra-Anhydrit entwickeln sich die Formen in Abh��ngigkeit vom Ansatzpunkt der Verkarstung. Wird innerhalb des Sulfatgesteins gel��st, so entstehen Normalerdf��lle. Punktuelle Ablaugung an der Oberfl��che des Karstgesteins f��hrt zu Senkungskesseln. M��chtige Quart��rbedeckung modifiziert ��hnlich wie beim Unteren Buntsandstein die Bruch- und Senkungsvorg��nge. Die Erdf��lle treten vergesellschaftet auf und sind linear angeordnet, wobei sie Kluftmuster, St��rungs- und Entspannungszonen nachzeichnen. Prognosen ��ber zuk��nftige Erdfallbildungen k��nnen nicht gestellt werden. Die Geophysik verf��gt bis jetzt ��ber keine allgemein g��ltige Methode, um unterirdische Hohlr��ume nachzuweisen. Auch in der Bergschadenskunde sind keine Ans��tze bekannt, die das Problem rechnerisch erfassen. Erste Versuche zur Bestimmung der urspr��nglichen Hohlr��ume unter bekannten Erdf��llen sind nur bedingt brauchbar. Eine Rayonisierung ist f��r die Bauplanung keine wirkliche Entscheidungshilfe. Zu gro��e Fl��chen m����ten danach als erdfallgef��hrdet angesehen werden. Nur eine detaillierte Aufnahme der subrosionsbedingten Ver��nderungen der Erdoberfl��che unter Ber��cksichtigung des geologischen Rahmens liefert ein sicheres Fundament f��r die Beurteilung des Gef��hrdungsgrades einer Region.

Petrographie und Genese der Sandsteine des Unter- und Mittelr��ts im n��rdl. Harzvorland

Die R��tsandsteine des n��rdlichen Harzvorlandes wurden petro- graphisch untersucht und beschrieben. Ihr Mineralbestand ist durch das Vorherrschen stabiler Minerale (Quarz bzw. stabile Schwerminerale) gepr��gt. Dieser kompositioneilen Reife entsprechen das Fehlen generell sehr grober Sedimente und die gute Sortierung fast aller Sandsteine. Das lokale Auftreten von "instabilen" Schwermineralen (haupts��chlich Granat, Staurolith, seltener Disthen, "Epidot" u.a.) sowie schwankende Feldspatgehalte erforderten gezielte Untersuchungen zum Verhalten der Komponenten w��hrend Transport und Diagenese: Danach ist die heutige Mineralverteilung nicht auf Anlieferung aus verschiedenen nahegelegenen Liefergebieten (Harz, Flechtinger H��henzug) zur��ckzuf��hren. Das Material ist vielmehr durch Transportsonderung und durch unterschiedlich starke diagenetische Mineralaufl��sung differenziert worden. Die Diagenese ist im Unterr��tsandstein unter alkalischen Porenwasserbedingungen abgelaufen. Dadurch blieben auch instabile Schwerminerale erhalten. Die Diagenese des Mittel- r��tsandsteins war im Anfangsstadium dagegen mindestens lokal durch extrem saure Bedingungen gekennzeichnet. Hier wurden die Schwerminerale au��er Zirkon, Turmalin, Rutil sowie z.T. Feldspat angegriffen oder aufgel��st. Quarz und Kaolinit bildeten sich neu. In Gebieten mit hydraulischer Verbindung zwischen den Sandsteink��rpern kam es zur ��berlagerung beider Diageneseabl��ufe. Die fr��hdiagenetischen Vorg��nge spiegeln die Sedimentationsbedingungen wider: Nach der Entwicklung eines ersten unterr��tischen Flu��systems am Nordostrand des Gebietes (Allertal-Sch��ttung) mit zugeh��rigen Deltasedimenten (Sch��ttung nach Nordwesten) dringen Arme eines neuen Systems in zun��chst schmalen Str��ngen nach Westen bzw. Nordwesten vor. Sie hinterlassen im S��dteil des Gebiets den Unterr��tsandstein der Fallstein-Sch��ttung, der sich im ��berflutungsbereich der Fl��sse mit Sedimenten der flachmarinen (hyperhaiinen) Steinmergelkeuper-Fazies verzahnt. Durch Meeresspiegelanstieg bildet sich im Westteil des Untersuchungsgebiets ein Becken mit marinen Ablagerungsbedingungen (Mittelr��t) aus. Das alte Flu��system wird zugleich nach Osten abgedr��ngt. Im S��den bleibt das Gebiet Halberstadt/Fallstein Zentrum eines Deltavorbaus (Fallstein-Sch��ttung), der jedoch schnell an Bedeutung verliert. Statt dessen breitet sich vom Raum Helmstedt ausgehend eine neue Deltasch��ttung (Lappwald- Sch��ttung) bis ��ber die Weser hinaus nach Westen aus. Besonders im Lappwald-Delta kommt es zu einer reichen Faziesdifferenzierung in den Sedimenten des Deltadachs. Die in beiden Regionen entstehenden Moorablagerungen verursachen die Versauerung des Porenwassers, das die Fr��hdiagenese beeinflu��t. Weiterer Meeresspiegelanstieg beendet die deltaische Sedimentation auch im Bereich der Lappwald-Sch��ttung. Die pal��ogeographische Entwicklung des n��rdlichen Harzvorlands ist einsinnig verlaufen. Die Sedimente des n��rdlichen Harzvorlands enthalten keine Hinweise auf zeitweilige Regression gr����eren Ausma��es. Die Verlagerung der Sedimentationsintensitat von der Fallstein-Sch��ttung auf die Lappwald-Sch��ttung entspricht vielmehr einer gro��r��umigen Entwicklung, in deren Verlauf sich die Deltabildung zwischen Franken und Nord- D��nemark von S��den nach Norden verlagert.

Das Terti��r-Vorkommen von D��rentrup im Lippischen Bergland (Ostwestfalen)

Innerhalb des Lippischen Berglandes in Ostwestfalen sind vereinzelte terti��rzeitliche Vorkommen bis heute erhalten geblieben. Die bekanntesten Lokalit��ten sind dort die aufgelassene Quarzsandgrube von D��rentrup und die alten Fossilfundpunkte f��r das Oberoligoz��n in Friedrichsfeld und G��ttentrup. Zur Gesamtdarstellung des rund 7 km2 gro��en Terti��r-Vorkommens wurden rund 200 Bohrungen in verschiedenen Archiven aus den Jahren 1861 bis 1986 gesichtet und durch ein Bohrprogramm mit 67 Bohrungen (1 270,4 lfd. m), das v. Verf. in den Jahren 1981 bis 1984 vor Ort betreut und geologisch ausgewertet wurde, erg��nzt. Hinzu kam die Aufnahme von 85 Aufschl��ssen im Locker- und Festgestein. Das Terti��r von D��rentrup liegt in einem durch Subrosion zechsteinzeitlicher Salinargesteine in mehreren Senkungsphasen (Altterti��r bis Mittelpleistoz��n) entstandenen Senkungsfeld, das im Bereich tektonisch vorgezeichneter Schw��chezonen zwischen den Gro��strukturen Nieders��chsisches Tektogen und Hessische Senke entstanden ist. Die Schichtenfolge des Terti��rs lagert dem mesozoischen Untergrund (Keuper, Lias) diskordant auf. Sie beginnt mit dem Unteroligoz��n. Mittel- und oberoligoz��ne Sedimente sind ebenfalls durch weitere Bohrungen nachgewiesen. Ihre lithologische Ausbildung und die Fossilf��hrung zeigen marine Verh��ltnisse und Landn��he an. Das Oligoz��n wird von einer Ger��llage mit ��berwiegend Kieselschiefer- und Quarzger��llen nach oben abgeschlossen. Die Maximalm��chtigkeit des Oligoz��ns betr��gt 73 m. Die fluviatilen sandigen Ablagerungen mit eingeschalteten Tonen und gering inkohlten Braunkohlenfl��zen sind pollenanalytisch in das Mioz��n/Plioz��n zu stellen. Korngr����enanalysen und granulometrische Parameter zeigen zwei Sedimenteinheiten auf: schluffige Feinsande im ��lteren Teil und sehr eisenarme Mittelsande mit einzelnen Grobsandlagen ("D��rentruper Quarzsand") im j��ngeren Teil. Das Quart��r erreicht M��chtigkeiten von ��ber 60 m, die durch eine subrosive Absenkung w��hrend der Sedimentation erm��glicht wurden. Die mio-/plioz��nen Sedimentproben aus den Aufschl��ssen besitzen Durchl��ssigkeitsbeiwerte von 9,4 x 10-4 bis 5,3 x 10-5 m/s. Eine geologische Profilserie mit 18 Profilschnitten durch das Terti��r-Vorkommen verdeutlicht die komplizierten Lagerungsverh��ltnisse.