northeimer bergbad - LIAG

G EOLOGISCHES S TRUKTURMODELL
IM WEITEREN U MFELD DES
E RDFALLS “NORTHEIMER B ERGBAD”
Bachelorarbeit
angefertigt von
Christof Liebermann
aus
Unterlüß
Erstgutachten: Dr. rer. nat. Bernd Leiss
Zweitgutachten: Dr. David Colin Tanner
Göttingen, 10. August 2009

I NHALTSVERZEICHNIS
1. EINLEITUNG .......................................................................................................................5
1.1 Zielsetzung ...................................................................................................................5
1.2 Geschichte des Bergbades ..........................................................................................6
1.3 Regionale Geologie....................................................................................................13
1.3.1 Allgemein........................................................................................................13
1.3.2 Tektonik des Leinetalgrabens.........................................................................15
1.3.3 Stratigraphischer Überblick ............................................................................19
2. METHODIK........................................................................................................................23
2.1 Seismik.......................................................................................................................23
2.1.1 Historischer Hintergrund.................................................................................23
2.1.2 Theoretische Grundlagen ...............................................................................24
2.1.3 Seismische Messungen in Northeim ..............................................................30
2.2 EMR............................................................................................................................35
2.3 Darstellung der geologischen Informationen ..............................................................37
3. E RGEBNISSE .................................................................................................................38
3.1 P-Wellen Seismik .......................................................................................................38
3.2 S-Wellen Seismik .......................................................................................................43
3.3 EMR............................................................................................................................48
3.4 Geologie .....................................................................................................................52
3.4.1 Erdfall-Karte....................................................................................................52
3.4.2 Profile .............................................................................................................52
4. ZUSAMMENFASSENDE DISKUSSION ................................................................................55
1

D ANKSAGUNG ......................................................................................................................57
LITERATURVERZEICHNIS....................................................................................................58
KARTENVERZEICHNIS...............................................................................................................60
ANHANG................................................................................................................................61
2

A BBILDUNGSSVERZEICHNIS
Abb. 1.1: Übersichtsplan Northeim (Google Earth Satellitenbild) ......................................5
Abb. 1.2: „Jülicher Mühle“( Ausschnitt aus: Kurhannoversche Landesaufnahme; 1783)...7
Abb. 1.3: Luftaufnahme des Bergbades um Ende 1930 / Anfang 1940 (Foto:
freundlicherweise bereitgestellt von Herrn Just (Stadtarchivar Northeim)..........8
Abb. 1.4: Einbruch des Planschbeckens (Foto: RINK in Northeimer Neueste Neuigkeiten
19.08.982).............................................................................................................9
Abb. 1.5: Einbruch der Quellfassung 1994 (Foto: Dr.-Ing. Meihorst & Partner) ..............10
Abb. 1.6: Grundstücksübersicht mit Lokation des Erdfalls - Überlagerung der
Vermessungsdaten (Dipl.-Ing Wünsche) und des Katasterauszugs Juni 2009;
Bodenfläche orange eingefärbt...........................................................................10
Abb. 1.7: 3D-Darstellung der Laserscandaten (Screenshot 3D-Move)..............................11
Abb. 1.8: Übersicht: Senkungsschäden beim Bergbad ......................................................12
Abb. 1.9: Lokation der Bohrungen BS 3,5,6,7 &9.............................................................13
Abb. 1.10: Übersichtskarte Leinetalgraben; 1:500000 (Ausschnitt: STILLE 1922)..............15
Abb. 1.11: Leinetalgrabenrand: Umgebung v. Northeim, 1:250000 (Ausschnitt: STILLE
1922)...................................................................................................................16
Abb. 1.12: Lithostratigraphischer Überblick (verändert nach Meyer 2000) .......................20
Abb. 2.1: Verlauf von P-Wellen (links) und S-Wellen (rechts)
(nach Berckhemer 1990) ....................................................................................25
Abb. 2.2: ELVIS 5 Vibrationssystem ................................................................................27
Abb. 2.3: Rayleigh-Welle (aus ROBINSON & ÇORUH 1988)...............................................28
Abb. 2.4: Love-Welle (aus ROBINSON & ÇORUH 1988).....................................................28
Abb. 2.5: Schematischer Verlauf von seimischen Wellen an einem 2-Schichtenmodell
(V2>V1); nur P-Wellen berücksichtigt ..............................................................29
Abb. 2.6: Verlauf der Seismik-Profile................................................................................30
Abb. 2.7: Einzelgeophon (roter Kreis) und Geode ............................................................31
Abb. 2.8: Geophon zur S-Wellen Registrierung integriert in einem Landstreamer .........32
Abb. 2.9: P-Wellen Einzelschuss bei Geophon Nr. 3.........................................................33
Abb. 3.1: Cereskop (http://www.geoerkundung.de)...........................................................36
Abb. 3.1: P-Wellen Brutestack...........................................................................................39
Abb. 3.2: P-Wellen Refraktionsdiagramm .........................................................................41
Abb. 3.3: Morphologie des Untergrundes ..........................................................................42
3

Abb. 3.4: S-Wellen Einzelschüsse......................................................................................44
Abb. 3.5: S-Wellen Brutestack: N-S ..................................................................................45
Abb. 3.6: S-Wellen Brutestack; E-W .................................................................................47
Abb. 3.7: EMR N-S-N Profil am Erdfall Northeimer Bergbad, Länge ca. 130m ..............48
Abb. 3.8: EMR W-E Profil am „Galgenbergsee“, Länge ca. 156m...................................49
Abb. 3.9: Erdfall Boesinghausen: Tiefe (Abbruchkante rot markiert; Foto: Dr. Bernd
Leiss) ..................................................................................................................50
Abb. 3.10: Erdfall Boesinghausen: Laterale Erstreckung (ausgelegte Länge entspricht der
Erstreckung unter dem Waldweg; Foto: Dr. Klaus Wemmer) ...........................50
Abb. 3.11: EMR NE-SW Profil Boesinghausener Wald, Länge ca. 630m ..........................51
Abb. 3.12: Intakte (oben) und gebrochene Relay Zone
(nach Fault Analysis Group 2007) .....................................................................52
Abb. 3.13: P-Wellen Brutestack mit konstruierter mo-mm Grenze (rot markiert) ..............53
Abb. 3.14: S-Wellen Brutestack mit konstruierter mo-mm Grenze (rot markiert) ..............54
T ABELLENVERZEICHNIS
Tab. 2.1: Geschwindigkeitswerte; vp und vs (nach KNÖDEL et al. 2005) ...........................26
Tab. 2.2: berechnete Durchschnittsgeschwindigkeiten......................................................34
Tab. 2.3: Schichtmächtigkeit zur Profil-Konstruktion.......................................................37
4

1. EINLEITUNG
1.1 Zielsetzung
Erdfälle treten immer wieder in den unterschiedlichsten Größen auf der Landoberfläche auf
und können zu verheerenden Schäden in der Natur oder in besiedelten Gebieten führen.
Meist sind sie auf natürliche Ursachen wie die Lösung von Salzen/Evaporitschichten im
Untergrund zurückzuführen, allerdings kann auch der Mensch durch bsp. Bergbau zu der
Entstehung von Erdfällen beitragen.
In der vorliegenden Arbeit wird ein in den Jahren 2008/2009 entstandener Erdfall auf dem
Grundstück des Bergbads Northeim betrachtet. Hierbei soll mithilfe von verschiedenen
Methoden/Verfahren wie der angewandten Seismik oder der Messung von
elektromagnetischen Impulsen versucht werden, die strukturelle Situation im Untergrund zu
erfassen und sie in den regionalen geologischen Rahmen einzubinden. Außerdem erfolgt die
Aufarbeitung von historischen Informationen über das Bergbad.
Das Northeimer Bergbad befindet sich nördlich der Rhume, unweit des weiter östlich
gelegenen Neubaugebietes. In dessen Nähe ist auf den ersten Blick ein deutlicher (schon
älterer, erkennbar am Pflanzenbewuchs) Erdfall, das sogenannte “Galgenloch”, zu erkennen.
Abb. 1.1: Übersichtsplan Northeim (Google Earth Satellitenbild)
5

1.2 Geschichte des Bergbades
Noch bevor das Northeimer Bergbad im Jahr 1930 erbaut wurde und sich in den Jahrzehnten
bis zum heutigen Tag dort mehrere Erdfälle ereigneten, gibt es historische Hinweise darauf,
dass es auch schon vor dem Bau Erdfälle an dieser Stelle und in der Umgebung gegeben hat.
Die ersten historischen Aufzeichnungen stammen aus dem Jahr 1492, in denen von einer
(ungleichmäßigen, aber ergiebigen) Quelle im Bereich des heutigen Bergbads berichtet wird,
welche Herzog Wilhem der Jüngere an die Stadt Northeim verpachtete. Diese Quelle speiste
einen nahe gelegenen Teich, dessen Überlauf, in der Literatur als “Badesbach” oder “Jülncher
Mühlenbach” erwähnt, in die Rhume floss.
Wie der Name “Jülcher Mühlenbach” andeutet, wurde der Bach auch wirtschaftlich genutzt,
indem im Jahr 1510 eine Mühle angelegt wurde. Diese wird in der Literatur mit einer Vielzahl
von Namen bezeichnet: Gulkenmühle, Gülicher Mühle, Jülicher Mühle und die für den
heutigen Straßennamen verantwortliche Bergmühle. Der Name “Gulkenmühle” spielt hierbei
eine besondere Rolle. In der Lokalzeitung “Northeimer Neueste Nachrichten” führt JÖRNS
(1967) diesen Namen auf das Wort “Kuleken” zurück, was wiederum ein anderer Ausdruck
für eine “Kule” ist. Hieraus schließt er, dass die Entstehung des Teiches (das sogenannte
“gulken bade”, später “Mühlenteich”) auf einen Erdfall zurückzuführen ist.
Seine Vermutung belegt er u.a. damit, dass das Wort “Kule” (heutzutage: Kuhle) eine übliche
Bezeichnung für Erdfälle darstellt und weist darauf hin, dass mehrere solche “Kulen” am
Südhang des Sultmerberges zu finden sind.
Neben dem heutzutage noch deutlich erkennbaren “Galgenloch” (s.h. Abb. 1.1) nennt er:
die “Drögenkule”, N’ des Galgenlochs; diese sei allerdings nur noch anhand einer
Vertiefung erkennbar.
die bereits deutlich eingeebnete “Schwalenkule”, NW’ des Galgenlochs.
einen Erdfall 100 m W’ vom Galgenloch.
einen Erdfall ca. 300-350 m SW’ vom Galgenloch; hierbei handelt es sich um den
Mühlenteich.
Die Vermutung, dass es sich bei dem “Mühlenteich” um einen Erdfall handelt, findet sich
auch in anderen Quellen:
Johann Philipp RÜLING beschreibt bereits 1779 in seiner “Physikalisch-Medicinisch-
Ökonomischen” Beschreibung der Stadt Northeim die aus einem Erdfall entspringende Quelle
6

am Sultmerberg und der Senator REDDERSEN (1807) nennt sogar “zwey am Berge liegende
sogenannte[n] Erdfälle” und charakterisiert sie als “grundlose Löcher”.
REDDERSEN nennt in seinem Schreiben auch einen möglichen Grund dafür, dass im
Allgemeinen nur von einem und nicht von zwei Teichen die Rede ist; der kleinere der beiden
Teiche wurde vermutlich von Schlammmassen infolge starker Regenfälle weitestgehend
verfüllt und auch in damaligen Karten ist nur ein Quellteich oberhalb der Mühle
eingezeichnet (vgl. Abb. 1.2).
Abb. 1.2: „Jülicher Mühle“(Ausschnitt aus: KURHANNOVERSCHE LANDESAUFNAHME 1783)
In späteren Kartierungen (Flurkarte 1880 und topographische Karte 1878) sind hingegen
keine Quellteiche an dieser Stelle mehr zu finden (JUST 2009). Eine plausible Erklärung wäre
hierfür wieder die These der Verlandung/Verfüllung, auf die auch die erwähnte
Ungleichmäßigkeit der Quelle hindeuten würde.
Im Jahr 1913 musste schließlich die Bergmühle dem Bau des Offiziersheims der
Scharnhorstkaserne weichen (JUST 2009).
Im Sommer des Jahres 1930 wurde nach zweijähriger Bauzeit die Freibadanlage “Bergbad”
oberhalb des Offiziersheims in Betrieb genommen. Das damalige Bergbad bestand aus einem
Schwimmer-/Nichtschwimmerbecken und einem Planschbecken (vgl. Abb.1.3).
7

Abb. 1.3: Luftaufnahme des Bergbades um Ende 1930 / Anfang 1940 (Foto:
freundlicherweise bereitgestellt von Herrn Just (Stadtarchivar Northeim)
Bei letzterem erwies sich der Bau als besonders kostenintensiv, da das Becken an die Stelle
des ehemaligen (größeren) Quellteiches erbaut wurde und eine “Tieferführung der
Betonfundamente infolge des angetroffenen Schlammbodens vorgenommen werden musste.
Die Wasserbecken der Freibadanlage wurden von den auf dem Grundstück befindlichen
beiden Quellen mit Frischwasser versorgt. In einem damaligen Schreiben werden diese
Quellen als sehr ergiebig und “ständig fließend” dargestellt; diese Aussagen stehen also im
Widerspruch zu früheren Beschreibungen der Quellen.
Das erste Auftreten eines Erdfalls auf dem Gelände des Bergbads fand im Juli 1982 statt.
Hierbei kam es zum Einbruch des Planschbeckens, nachdem schon in den vorherigen Jahren
Risse im Boden des Beckens auftraten und regelmäßig neu verfugt wurden.
(s.h. Abb. 1.4)
8

Abb. 1.4: Einbruch des Planschbeckens (Foto: RINK in Northeimer
Neueste Neuigkeiten 19.08.1982)
Im gleichen Jahr waren auch Senkungsbewegungen im Bereich der (Haupt-)Quellfassung
(oder auch als “ehemaliger Tischtennisplatz” bezeichnet) zu beobachten.
Nach einer ausführlichen Begutachtung durch das ERDBAULABOR GÖTTINGEN (1983) wurde
der Standort des Planschbeckens aufgegeben und ein neuer Beckenbereich E’ des
Eingangsbereiches errichtet. Der Bereich des Planschbeckens wurde daraufhin als Liegewiese
genutzt.
Bei der Sanierung der Quellfassung hingegen wurde lediglich eine Verfüllung zum Ausgleich
der Oberfläche durchgeführt. Dies führte schließlich dazu, dass bis zur umfassenden
Neuinstallation der Quellfassung im Jahr 1995 jährliche Senkungsbewegungen in diesem
Bereich zu verzeichnen waren und darüber hinaus eine Verkippung des
Quellfassungsschachtes (10° bis 20° nach S) auftrat. Besonders starke Senkungsbewegungen
waren hierbei nach dem niederschlagsreichen Winter 1993/1994 aufgetreten. (vgl. Abb. 1.5)
9

Abb. 1.5: Einbruch der
Quellfassung 1994
(Foto: Dr.-Ing. Meihorst
& Partner)
Im Bereich des ehemaligen Planschbeckens ist erst im Sommer des Jahres 2008 ein erneuter
Erdfall zu verzeichnen. Dieser wies eine Tiefe von 1 m bei einem Durchmesser von ca. 4 m
auf. Bei der Sanierung des Erdfalls wurden das lockere Bodenmaterial bis in einer Tiefe von
ca. 4 m entfernt und die Hohlform daraufhin mit Kies sowie einer 1 m starken Betonplatte
verfüllt.
Im Herbst 2008 trat an dieser Stelle jedoch ein weiterer Erdfall auf, welcher sich im März des
folgenden Jahres erheblich vergrößerte (vgl. Abb. 1.8). (TECKLENBURG 2009)
Abb. 1.6: Grundstücksübersicht mit Lokation des Erdfalls - Überlagerung der
Vermessungsdaten (Dipl.-Ing Wünsche) und des Katasterauszugs Juni 2009;
Bodenfläche orange eingefärbt
10

Die in Abbildung 1.6 verwendeten Vermessungsdaten finden sich in ausführlicher und
vergrößerter Version in Anhang 1.
Abbildung 1.7 zeigt eine 3D-Darstellung auf Grundlage eines Laserscans des Erdfalls im
Frühjahr 2009. Die Daten wurden freundlicherweise von Dr. Bianca Wagner zur Verfügung
gestellt.
Abb. 1.7: 3D-Darstellung der Laserscandaten (Screenshot 3D-Move)
Bei der Sanierung der Doline wurden zunächst der Böschungswinkel verringert und dann die
Hangflächen planiert. Darüber hinaus erfolgten eine grobe Fassung der Quelle und die
Installation eines Überlaufs.
Der Erdfall soll in Zukunft als Naturteich genutzt werden.
11

Übersicht: Senkungsschäden beim Bergbad (Abb. 1.8)
12

1.3 Regionale Geologie
1.3.1 Allgemein
Das Bergbad Northeim liegt am SW Hang des Sultmerberges auf der östlichen Flanke des
Leinetalgrabens. Nach den aktuellsten geologischen Karten dieses Gebietes (Kartenblatt 4225
& 4226 nach JORDAN, weitere Angaben s.h. Kartenverzeichnis) befindet sich das Grundstück
des Bergbades direkt im Übergangsbereich zwischen den Gesteinen des Oberen Muschelkalks
(mo2) und des Unteren Keupers (ku).
Aufgrund der Erdfälle wurden seit dem ersten Auftreten mehrere Gutachten und
Untersuchungsberichte zur Klärung der geologischen Situation in diesem Bereich erstellt.
Im Rahmen des ersten Gutachtens vom ERDBAULABOR GÖTTINGEN (GAUGLITZ 1983) wurden
hierbei mehrere Aufschlussbohrungen (Rotationsbohrung mit Druckluftspülung) mit
Endteufen von 9 – 22m durchgeführt. Die Bohrungen BS 3, 5, 6, 7, 9 befinden sich
unmittelbar an der Stelle des ehemaligen Planschbeckens.
In Abbildung 1.9 wurde versucht die Lage dieser Bohrungen in einem aktuellen
Katasterauszug darzustellen – dies erwies sich aber als schwierig, da keine Koordinaten der
Bohrpunkte existieren und die damaligen Grundstücksgrenzen von den heutigen
augenscheinlich abweichen. Die Bohrpunkte scheinen leicht nach S verschoben.
Abb. 1.9: Lokation der Bohrungen BS 3,5,6,7 &9
13

In dem dazugehörigen Gutachten wird festgestellt, dass bei allen Bohrungen (auf dem
gesamten Gelände: 19 Bohrungen) neben Sedimenten des Pleistozäns/Holozäns
ausschließlich die Gesteine des Oberen Muschelkalks erbohrt wurden – Ablagerungen des
Keupers wurden nicht angetroffen. Dies lässt vermuten dass der Erdfall womöglich auf die
Auslaugung von Gips-/Steinsalzlagen im Mittleren Muschelkalk (s.h. Stratigraphischer
Überblick 1.3.3) zurückzuführen ist. Hierbei könnte das Auftreten von Störungen, die
nachzuweisen wären, die Subrosion begünstigt haben.
Des Weiteren findet sich in dem Bohrprofil BS 3 eine Schicht, die als Mudde interpretiert
wurde. Dies würde folglich das Vorkommen eines ehemaligen Quellteichs an dieser Stelle
bestätigen.
Nähere Informationen sind den Bohrprofilen in den Anhängen 2 und 3 zu entnehmen.
Weitere tiefe Bohrungen in unmittelbarer Umgebung zum Bergbad Northeim sind nicht
verzeichnet (LBEG Online-Bohrdatenbank).
In einer Entfernung von 1 bis 1.5 km NNE’ das Bergbads finden sich allerdings drei
Bohrungen aus der Kartierung von JORDAN (1987). Ein kurzer Überblick über die erbohrten
Profile ist in Anhang 4 dargestellt.
Eine weitere Besonderheit des untersuchten Gebietes stellt das Auftreten des Unteren Keupers
W’ und S’ des Sultmerberges dar, da aufgrund des Leinetalgrabenstörungssystems ein
Einfallen der Schichten nach W an der östlichen Grabenschulter zu erwarten wäre.
Dies würde lediglich das Auftreten des Keupers an der W Seite des Sultmerberges erklären
Zusammenfassend lassen sich also folgende Kernfragen formulieren, die in der vorliegenden
Arbeit geklärt werden sollen:
Lässt sich die Schichtgrenze Oberer Muschelkalk - Mittlerer Muschelkalk
modellieren?
Gibt es Störungen im Bereich des Erdfalls? Wenn ja, wie sind diese räumlich
orientiert? Lassen sich in der Umgebung des untersuchten Gebietes Erdfälle mit
Störungen korrelieren?
Warum tritt der Untere Keuper an der W- und S-Seite des Sultmerberges auf?
14

1.3.2 Tektonik des Leinetalgrabens
Der Leinetalgraben stellt ein in Süd-Niedersachsen befindliches, N-S streichendes
Senkungsgebiet dar (vgl. Abb. 1.10).
Im W wird der Leinetalgraben von der Solling-Scholle und im E von der Eichsfeld-Scholle
begrenzt und weist gegenüber diesen eine Absenkung von durchschnittlich ca. 800 m auf
(WUNDERLICH 1957). Der Versatz teilt sich am Ostrand auf vier größere, NNE-SSW
streichende und nach W einfallende Störungen auf. Von N nach S sind diese: der „Northeimer
Sprung“, der „Rheinhäuser Sprung“, der „Göttinger Sprung“ und der „Arenshäuser Sprung“.
Abb. 1.10: Übersichtskarte Leinetalgraben; 1:500000
(Ausschnitt: STILLE 1922)
15

Am Westrand findet sich hingegen ein stetiger Wechsel aus NNE-SSW und NE-SW
streichenden Störungen (LOTZE 1932) und es ist insgesamt eine tendenziell geringere
Sprunghöhe als am Ostrand zu beobachten. Im Süden geht der Leinetalgraben in den
Lichtenauer- und den Eichenberg-Gothaer-Graben über und im Norden schließt sich das
Markoldendorfer Becken im NW sowie die Westharzerrandverwerfung im NE an (vgl. Abb.
1.10). In Bezug auf die Situation im Bereich das Bergbads Northeim ist zu erwähnen, dass der
Grabenrand hier einen Versatz nach W aufweist (vgl. Abb. 1.11, grün markiert).
STILLE (1922) zeichnet in seiner „Übersichtskarte d. saxonischen Gebirgsfaltung“ diesen
Bereich auch gestrichelt ein.
Die Grabenrandschollen weisen beiderseits eine bis zu 20° starke Neigung in Richtung des
Grabeninneren auf und am Grabenrand treten neben den NNE-SSW und NE-SW streichenden
Bauelementen vielfach zum Grabenrand senkrecht, E-W verlaufende Querstörungen auf; oft
sind diese in Form von Flexuren ausgebildet, können jedoch auch grabenartig auftreten (zum
Beispiel: die Kleperspalte E’ Göttingens oder der Langenfastgraben SE’ Northeims
WUNDERLICH 1957).
Abb. 1.11:
Leinetalgrabenrand:
Umgebung v. Northeim,
1:250000 (Ausschnitt:
STILLE 1922)
Die eigentliche Grabenrandstörung ist allerdings nirgends aufgeschlossen; GRUPE (1921)
konstruierte aus Bohrprofilen östlich Sudheim ein Einfallen der östlichen Grabenrandstörung
mit 45° nach W.
Eine Besonderheit des Leinetalgrabens stellt das gemeinsame Auftreten von Ausweitungsund
Einengungsformen dar. LOTZE prägte diese Begriffe erstmals 1931 und bezeichnet mit
Ausweitungsformen (oder auch Zerrungsformen) beispielsweise Abschiebungen, Spalten oder
auch Gräben. Einengungsformen (oder auch Pressungsformen) stellen Aufschiebungen,
Überschiebungen, Faltungen oder Flexuren dar.
16

Anzumerken ist, dass Ausweitungsformen vor allem auf den Grabenrandschollen oder im
Inneren des Senkungsgebietes zu finden sind und oft alleine auftreten.
Die vornehmlich an den Grabenrändern und Querstörungszonen zu beobachtenden
Einengungsformen hingegen sind meist nur in Kombination mit Zerrungsformen zu finden.
Diese Besonderheit führte in der Erforschungsgeschichte des Leinetalgrabens zu einer regen
Diskussion und vielerlei Entstehungstheorien. Grundlegend zeigt sich die Tendenz, dass das
gemeinsame Auftreten von Zerrungs- und Pressungsformen als zeitliches, geometrisches oder
stoffliches Problem aufzufassen ist (nach WUNDERLICH 1957).
SCHUH (1922) bezieht sich beispielsweise auf den zeitlichen Faktor und unterscheidet eine
jurassische Zerrungsphase und eine oberkretazische Pressungsphase; der Leinetalgraben stellt
demnach eine „gepresste Zerrungsform“ dar.
LOTZE (1938, 1949) hingegen geht eher von einem geometrisch/räumlichen Problem aus, bei
dem Zerrung und Pressung in zueinander senkrechten (jedoch horizontalen) Richtungen durch
Großschollenbewegungen auftreten, wohingegen WÖLK (1940) einen vertikalen Einbruch in
Folge subkrustaler Massenbewegungen postuliert und die Pressungsformen auf
Schwerkrafteinfluss zurückführt (WUNDERLICH 1957).
Eine weitere Besonderheit des Leinetalgrabens stellt das Vorkommen von vereinzelten
Schollen in stratigraphisch fremder Umgebung dar (WUNDERLICH 1957).
WUNDERLICH (1957) sieht hierin u.a. ein stoffliches Problem, das aus der Kombination einer
geringmächtigen Tonlage zwischen kompetenten Gesteinsbänken und der Neigung der
Grabenrandschollen zustande kommt, was letztlich zu schichtparallelen Gleitvorgängen
vereinzelter Schollen führen kann. Tritt in Gleitrichtung nun ein „Widerlager“ (WUNDERLICH
1957) auf, so kann dies zur Stauchung des Schichtpaketes und folglich zu einem
gemeinsamen Auftreten von Zerrungs- und Pressungsformen kommen.
Grundlegend ist dies hierbei also nur auf den Schwerkrafteinfluss und einen stofflichen
Unterschied in der Schichtfolge zurückzuführen.
Durchaus interessant ist auch die Erforschungsgeschichte des Leinetalgrabens. Diese soll in
aller Kürze in den folgenden Absätzen zusammengefasst werden (WUNDERLICH 1957).
In der Fachliteratur wird der Leinetalgraben erstmals von LANG (1880) erwähnt. Er beschreibt
das Leinetal als Senkungsgebiet mit einem syn- und antiklinalen Aufbau im Inneren, dessen
Entstehung auf tangentialen Druck zurückzuführen ist. LANG erwähnt auch den auf der
17

Westseite vorhandenen Basaltvulkanismus, sieht allerdings keinen mechanischen
Zusammenhang mit dem Leinetalgraben selbst.
In den Jahren zwischen 1880 und 1900 folgert v. KOENEN auf Grundlage einer
Spezialkartierung, dass der Leinetalgraben als “Muldenspalte” zu interpretieren ist; er setzt
hierbei eine Art Großfaltung mit Sätteln und Mulden voraus, auf die eine Zerlegung in Sättelund
Muldenspalten aufgrund des Einbrechens des Deckgebirges folgt.
LACHMANN (1912, 1917) hingegen interpretiert den Leinetalgraben als einen Einbruch über
“atektonischen Ekzemen” infolge Auslaugung aufgedrungenen Salzes und belegt dies mit
einem geophysikalisch gemessenen Massendefizit. GRUPE (1921) wiederlegt diese These aber
anhand eines Bohrprofils (~ 1000m) am östlichen Grabenrand bei Northeim, das zeigt, dass
das Salzlager noch intakt sein könnte.
In den Jahren 1920 bis 1932 folgt eine intensive Bearbeitung des Leinetals unter der Leitung
von STILLE und LOTZE.
Letzterer prägt im Jahr 1931 auch die Begriffe der Ausweitungs- und Einengungsformen,
dessen gemeinsames Auftreten in den Jahren 1920 bis 1940 zum Kernproblem avanciert und
seitdem verschiedene Entstehungstheorien hierzu entwickelt wurden.
Anhand dieses kurzen Abrisses der frühen Erforschungsgeschichte lässt sich bereits erkennen,
dass es eine Vielzahl von Entstehungstheorien des Leinetalgrabens gibt.
WUNDERLICH kommt in seiner Arbeit von 1957 zu dem Schluss, dass sich die Entstehung des
Grabens auf eine vermindert starke Hebung der Leintalgrabenscholle im Vergleich zu den
umgebenen Schollen zurückführen lässt. Hierbei gliedert er die Entwicklung in drei
Hauptintervalle, wobei er den ersten beiden ca. ¾ der gesamten relativen Einsenkung
zuschreibt:
1. nach Regression des Jurameeres im O-Dogger/U-Malm bis zur Cenoman Transgression
2. O-Kreide bis M-Oligozän
3. Miozän bis Gegenwart
Die im Leinetal vielfältig zu findenden Störungssysteme führt er auf Spannungen im
Übergangsbereich von Zonen wechselnder Hebungsintensitäten zurück.
Insgesamt schließt er allerdings andere Grabenbildungshypothesen nicht aus, sondern deutet
an, dass eine Kombination verschiedener Modelle zum Erscheinungsbild des Leinetalgrabens
und seiner Strukturen geführt haben kann.
18

Aktuelle Forschungsarbeiten gehen bei der Entstehung des Leinetalgrabens von 2
tektonischen Hauptphasen aus. Bei der ersten Phase (Kreide) fand eine N-S gerichtete
Kompression statt, die zu einer Extension in E-W Richtung führte. In der daraufhin später
folgenden zweiten Phase fand hingegen eine NW-SE gerichtete Kompression statt. (Tanner et
al. 2007).
1.3.3 Stratigraphischer Überblick
Grundsätzlich lässt sich in dem Bereich der Leinetalgrabenstruktur die Stratigraphie in drei
Stockwerke unterteilen: das variskisch gefaltete Grundgebirge im Liegenden, überlagert von
dem Zechsteinsalinar und dem mesozoischen Deckgebirge im Hangenden.
Als Informationsquelle über Gesteine des Grundgebirges und des Zechsteinsalinars ist die im
Jahre 1955 abgeteufte Bohrung “Northeim 1” hervorzuheben. Hierbei handelt es sich um eine
Tiefbohrung der Wintershall A.G. zur Exploration von Erdöl- und Erdgasvorkommen mit
einer Gesamtteufe von 1528 m.
Die Bohrung befindet sich nahe des Westrandes des Leinetalgrabens, NNE’ Northeims (R:
35 57
67230, H: 39250; somit ca. 7,56 km Luftlinie entfernt zum Erdfall beim Bergbad
Northeim) und ist in der Arbeit von FABIAN (1957) geologisch bearbeitet wurden.
Das in einer Tiefe von 1412-1436 m angetroffene verfaltete Grundgebirge besteht aus
devonisch/karbonischen Grauwacken und Tonschiefern (vgl. Abb. 1.12).
Im Hangenden dieser Gesteine findet sich eine ca. 20m mächtige Sedimentschicht des
Rotliegenden (U-Perm), die aus Fanglomeraten und Arkosen gebildet wird (ARP. et al. 2004).
Darauf folgen die Evaporitschichten des Zechsteins (O-Perm), die infolge einer von N in das
germanische Becken eingreifenden Transgression abgelagert wurden. Die Grenze
Rotliegend/Zechstein lässt sich durch das Auftreten des Kupferschiefers, der den Beginn der
Zechsteintransgression markiert, eindeutig festlegen.
In der Bohrung “Northeim 1” wurden vier Salinarzyklen des Zechsteins erbohrt; insgesamt
weisen diese eine Mächtigkeit von ca. 885 m auf (FABIAN 1957).
Vom Liegenden zum Hangenden sind dies: Werra-, Staßfurth-, Leine-, und Aller-Folge.
Vorwiegend bestehen die Gesteine des Zechsteins aus Steinsalz- und Anhydrit-
Wechsellagerungen, wobei teils “Salztone” auftreten (FABIAN 1957).
Jene markieren das Auftreten einer weiteren Überflutung des germanischen Beckens (JORDAN
1986).
19

Abb. 1.12: Lithostratigraphischer Überblick (verändert nach Meyer 2000)
Auf das Zechsteinsalinar folgen die Gesteine der Trias.
Im Liegenden findet sich die Buntsandstein-Gruppe, die im Bereich des Leinetalgrabens an
der östlichen sowie westlichen Grabenschulter aufgeschlossen ist. Die Buntsandstein-Gruppe
wird in der Bohrung “Northeim 1” in einer Tiefe von 426,5 m angetroffen und allgemein mit
einer Mächtigkeit von 645-975 m angegeben (ARP et al 2004).
20

Bei den ältesten Gesteinen der Buntsandstein-Gruppe, dem Unteren Buntsandstein (su)
handelt es sich um eine Wechsellagerung von Gips- und Dolomitknollen führenden, rot bis
rotbraunen, teils auch grüngrauen Ton- und Siltsteinen (JORDAN 1986, ARP et al 2004).
Hierauf folgen die fluviatilen Sandsteine des Mittleren Buntsandsteins (sm), die in mehrere
Formationen untergliedert werden (Volpriehausen-, Detfurth-, Hardegsen- und Solling-
Formation).
Den Abschluss der Buntsandstein-Gruppe stellen die rot-grau-grünen Tonsteine des Oberen
Buntsandsteins (so, Röt) dar; in diesen finden sich häufig Einschaltungen von Evaporiten
(Steinsalz, Gips) (ARP et al 2004).
Insgesamt werden im Umfeld des untersuchten Gebietes vier Röt-Folgen (Röt 1 bis Röt 4)
unterschieden. (JORDAN 1986)
Die nächst jüngeren Gesteine der Trias stellt die vorwiegend an den Grabenrändern
aufgeschlossene Muschelkalk-Gruppe mit einer Gesamtmächtigkeit von ca. 210-225 m dar
(ARP et al 2004).
Im Unteren Muschelkalk (mu) findet sich eine Wechsellagerung aus Wellenkalken und
dickbankigen, harten Kalksteinen, den so geannten Werksteinbänken (Bereich der
Oolithbänke, Terebratel- und Schaumkalkbänke). Die Entstehung letzterer ist vermutlich auf
Zirkulationsereignisse infolge von Meeresspiegelschwankungen zurückzuführen (ARP et al
2004).
Die Gesteine des Mittleren Muschelkalks (mm) bestehen vorwiegend aus dolomitischen
Mergelsteinen. Des Weiteren treten auch Einschaltungen von Gips und Steinsalz in den drei
Formationen (Karlstadt-, Heilbronn- und Diemel-Formation) auf.
Hierauf folgen die Gesteine des Oberen Muschelkalks (mo), die in den dickbankig massiven
Trochitenkalk (mo1) und den Ceratitenkalk (mo2), eine Wechselfolge aus bankigem bis
plattigem grauen Kalkstein und Tonmergelsteinen, unterteilt werden (JORDAN 1986).
Den Abschluss der Trias stellen die Gesteine der Keuper-Gruppe dar, die eine Mächtigkeit
von 460-500 m aufweisen und sich aufgrund ihrer geringen Erosionsresistenz hauptsächlich
im Grabeninneren finden lassen (ARP et al 2004).
Der Keuper wird grob in drei Gruppen unterteilt: den Unteren Keuper (Lettenkohlenkeuper),
den Mittleren Keuper (Gipskeuper) und den Oberen Keuper (Rhätkeuper) (V. KOENEN 1895).
21

Der Untere Keuper wird von einer Wechselfolge aus Feinsandsteinen, Kalkmergeln mit
eingeschalteten Lettenkohlen-Bänken und grauen bis rotbunten Tonsteinen sowie
Dolomitsteinen gebildet (ARP et al 2004).
Hierauf folgen die Schichten des Gipskeupers, die im unteren und oberen Teil hauptsächlich
aus rot-bunten Tonsteinen mit Gipseinschaltungen sowie Dolomitsteinbänken bestehen. Im
Mittleren Gipskeuper tritt ein dem Lettenkohlenkeuper ähnlicher glimmerführender Feinsand-
/Siltstein auf. Auf den Gipskeuper folgen die Gesteine des Rhätkeupers, die sogleich den
Abschluss der Trias bilden. Der Rhätkeuper beginnt mit fluviatil-deltaischen Quarziten, auf
die im mittleren Teil schwarzgraue Tonsteine folgen. Der obere Teil des Rhätkeupers besteht
aus glimmerführenden Feinsandsteinen (ARP et al 2004).
Auf die Gesteine der Trias folgen die Ablagerungen des Jura. Hierbei finden sich allerdings
nur dunkel-graue schiefrige Tone, die teils bituminöse Einschaltungen und oolithische
Eisenerze aufweisen. Diese der Schwarzjura-Gruppe zuzuordnenden Gesteine besitzen eine
Mächtigkeit von ca. 225 m und stellen die jüngsten überlieferten mesozoischen Sedimente dar
(ARP et al 2004).
Tertiäre Ablagerungen finden sich im Bereich des Leinetalgrabens nur an wenigen Stellen,
wie bsp. auf der westlichen Grabenschulter im Umfeld von mittelmiozänen Basaltkuppen
(SCHWARZ 2006). In der geologischen Karte nach v. KOENEN (1876) treten auch tertiäre Tone
auf der östlichen Grabenschulter zwischen Northeim und Edesheim auf.
Die jüngsten Sedimente stellen periglaziale Ablagerungen des Quartärs dar. Hierbei handelt
es sich um Fließerden, Terassenkies oder Lößlem, die sich vor allem im Inneren des
Leinetalgrabens finden lassen (JORDAN 1986, SCHWARZ 2006).
22

2. METHODIK
2.1 Seismik
Die Methodik der Seismik zur Erkundung des Untergrundes stellt unter den Verfahren der
angewandten Geophysik die mit Abstand wichtigste Teildisziplin dar.
Sie beruht grundlegend auf der Messung der Geschwindigkeit einer generierten, den
Untergrund durchlaufenden (seismischen) Welle von der Quelle zu einem
Erschütterungsaufnehmer.
Hieraus resultieren in Abhängigkeit von gesteinsphysikalischen Parametern und geologischen
Strukturen im Untergrund charakteristische Laufzeitdiagramme; diese dienen als Grundlage
bei der Korrelation der gewonnenen Daten mit dem lokalen geologischen Rahmen und
können mit Daten verarbeitenden Prozessen weiter optimiert werden.
2.1.1 Historischer Hintergrund
Das Verfahren der Seismik lässt sich grundlegend auf die Seismologie (die Wissenschaft zur
Erforschung von Erdbeben) zurückführen.
Die ersten Anfänge der angewandten Seismik finden sich im Jahr 1845, indem MALLERT mit
„künstlichen Erdbeben“ experimentiert (TELFORD et al. 1990).
Zwischen 1899 und 1907 befassen sich daraufhin KNOTT, ZEOPRITZ und WIECHERT mit der
Erforschung von seismischen Wellen und veröffentlichen Arbeiten über Refraktions- und
Reflektionsphänomene sowie Wellentheorien (MILLITZER & WEBER 1987).
Im ersten Weltkrieg wird u.a. sogar versucht mithilfe von seismischen Wellen, die bei dem
Rückstoß von Geschützkanonen entstehen auf deren Standort zurückzuschließen (TELFORD et
al. 1990).
Im Jahr 1916 legt der Geophysiker Ludger Mintrop den Grundstein der Refraktionsseismik,
indem er eine am Kontakt zweier Schichten verlaufende Grenzwelle entdeckt; die so genannte
Mintropwelle (MILLITZER & WEBER 1987).
Auf dieser Grundlage wird in den 40er Jahren großräumig Refraktionsseismik in Texas und
im Golf von Mexiko betrieben.
Reflexionsseismik wird erstmals im Jahr 1913 zur Messung von Wassertiefen und zur
Lokalisation von Eisbergen eingesetzt, wobei im Laufe der Jahre die Bedeutung von
reflektionsseismischen Verfahren u.a. durch Messversuche der Geophysical Research
23

Corporation zunimmt und letztendlich die Refraktionsseismik in ihrer Bedeutung sogar
überholt.
In den Jahren 1950 bis 1960 folgt ein weiterer Meilenstein in der Anwendbarkeit seismischer
Verfahren. Durch die gestiegene Computerleistung einerseits und die Entstehung der
Informatik als wissenschaftliche Disziplin andererseits kann mithilfe von Daten
verarbeitenden Prozessen eine erhebliche Qualitätssteigerung bei der Auswertung der
Messdaten erreicht werden.
Ein Beispiel hierfür stellt die 1956 entwickelte comon-midpoint-Methode (cmp) dar.
Außerdem werden auch alternative Quellen bei der Erzeugung seismischer Wellen,
beispielsweise das Virbroseis Verfahren, entwickelt.
Bis heute lässt sich diese Entwicklung eng mit der von EDV-Systemen verknüpfen und führt
durch die Kombination mit neuen Daten optimierenden Routinen zu einer stetigen
Verbesserung der Datenqualität.
Seismik stellt heutzutage das wichtigste Werkzeug bei der Kohlenwasserstoff Exploration
dar, findet aber auch in vielerlei anderen Gebieten Anwendung, beispielsweise bei der
Exploration von Erz-Lagerstätten, Erkundung von stratigraphischen und strukturellen
Elementen der Erdkruste (Moho-Diskontinuität) oder auch in der Ingenieurgeologie zur
Grundwassersuche oder beim Beurteilen von Geohazards (u.a. Erdfällen).
2.1.2 Theoretische Grundlagen
Bei seismischen Wellen handelt es sich um auf natürliche oder künstliche Weise erzeugte
elastische Wellen, die zu einer Veränderung des Spannungsfeldes in der Erde führen und
somit Verformung von Gestein hervorrufen (nach ROBINSON & ÇORUH 1988).
Hierbei unterscheidet man grundlegend zwischen Raumwellen (P- und S-Wellen) und
Oberflächenwellen (Rayleigh- und Love-Wellen), wobei zur aktiven Erkundung des
Untergrundes ausschließlich Raumwellen zum Einsatz kommen.
Raumwellen (body waves) breiten sich radialstrahlig von ihrem Entstehungsort (Quelle,
shotpoint) aus und migrieren durch ein Volumen.
Bei P-Wellen (oder auch Primär-, Kompressions- oder Longitudinalwellen) schwingt die
seismische Welle parallel zur Bewegungsrichtung und verursacht somit beim durchlaufenden
Volumen eine Deformation in dieser Richtung (vgl. Abb. 2.1).
24

S-Wellen (auch Scher- oder Transversalwellen) schwingen hingegen senkrecht zur
Bewegungsrichtung und im durchlaufenden Material findet folglich eine Deformation
senkrecht zur Fortbewegung der Welle statt (vgl. Abb. 2.1).
Die Geschwindigkeit mit der beide Raumwellen-Arten einen Körper durchlaufen hängt
insgesamt von drei Variablen ab: dem Kompressionsmodul, dem Schermodul und der Dichte
des Materials.
Das Kompressionsmodul (k, Bulk Modulus) beschreibt die relative Volumenänderung eines
Körpers bei Variation des allseitig angreifenden (hydrostatischen) Drucks.
Es ist somit definiert als:
− ΔP
k = ; [k] = 1Pa = 1N/m²
ΔV
/ V
Δ P Druckänderung
Δ V / V relative Volumenänderung
Das Schermodul (µ, Shear Modulus) beschreibt die relative Änderung der Länge
(Scherverformung) eines Körpers bei einer angelegten Scherspannung τ.
Es ist somit definiert als:
=
Δl
/ l
τ
μ ; [μ] = 1Pa = 1N/m²
Abb. 2.1: Verlauf von P-
Wellen (links) und S-
Wellen (rechts)
(nach Berckhemer 1990)
τ Scherspannung
Δ l / l relative Längenänderung
25

Bei der Bestimmung der P-Wellen Geschwindigkeit fließen alle drei Variablen mit in die
Berechnung ein, wogegen die Geschwindigkeit von S-Wellen nur von dem Schermodul und
der Dichte abhängt. Da für Flüssigkeiten und Gase das Schermodul den Wert „0“ annimmt,
wird deutlich, dass S-Wellen nur Festkörper durchqueren können. Für die im Vergleich
schnelleren P-Wellen gilt diese Einschränkung nicht.
Typische Geschwindigkeiten von P- und S-Wellen sind:
Material Geschwindigkeit vp (m*s -1 ) Geschwindigkeit vs (m*s -1 )
Sandstein, verdichtet 1800 - 4300 672 - 1023
Kalkstein 2000 – 6250 1800 – 3800
Luft 310 – 360 0
Tab. 2.1: Geschwindigkeitswerte; vp und vs (nach KNÖDEL et al. 2005)
Diese teils deutlichen Unterschiede in den Geschwindigkeiten wirken sich unmittelbar auf das
Auflösungsvermögen der beiden Raumwellen-Arten aus. Das Auflösungsvermögen lässt sich
annähern als ¼ der Wellenlänge λ, welche sich aus dem Quotienten der Geschwindigkeit v
und der Frequenz f ergibt (nach KNÖDEL et al. 2005).
Folglich weisen bei gleicher Frequenz die langsameren Scherwellen also eine deutlich bessere
Auflösung als Kompressionswellen auf. Da sie allerdings einer stärkeren Absorption der
Wellenenergie unterliegen, bieten S-Wellen nur einen Einblick in oberflächennahe Bereiche,
wohingegen P-Wellen bei der Untersuchung tiefer liegender Strukturen zum Einsatz kommen.
Bei der Erzeugung von seismischen Raumwellen lässt sich grob zwischen Sprengstoff
gebundenen Quellen und Sprengstoff losen Quellen unterscheiden. Letztere unterteilt man in
Impulsquellen (Fallgewicht, Hammerschlag, Airgun) und Quellen mit
frequenzmanipulierbaren Signalen (Vibratoren). Bei Vibratoren (bsp. Vibroseis) erfolgt die
Erzeugung von seismischen Wellen in Form eines so genannten Sweeps. Hierbei handelt es
sich um eine zeitlich begrenzte sinusartige Schwingung mit zunehmender Frequenz (KNÖDEL
et al. 2005). Dies führt im Vergleich zu Impulsquellen zu einer zeitlichen Streckung des
Signals und ermöglicht somit eine kontrollierte Verteilung der Energie auf unterschiedliche
Frequenzbereiche.
26

Hierdurch ist sowohl die Erkundung des tiefen Untergrundes durch tiefe Frequenzen (jedoch
in schlechter Auflösung) und des flachen Untergrundes durch hohe Frequenzen (die allerdings
stark absorbiert werden) möglich.
Eine detaillierte Beschreibung der einzelnen Quellentypen findet sich in KNÖDEL et al. (2005).
Im Falle der seismischen Messungen in Northeim wurde der transportable Vibrator ELVIS 5
(Elektrodynamisches Vibratorsystem) verwendet (s.h. Abb. 2.2).
Dieses Gerät stellt eine Eigenentwicklung von Dr. Ullrich Polom (LIAG, Hannover) dar und
kann sowohl zur Generierung von P- als auch von S-Wellen verwendet werden. ELVIS deckt
einen Frequenzbereich von 20 bis 500 Hz ab und besitzt eine autarke Energieversorgung.
Über Steuerkabel kann direkt von einer Messstation, die mit Datenkabeln mit ELVIS
verbunden ist, die Erzeugung von Raumwellen gestartet werden.
Die Vibratoreinheit von ELVIS ist zur Verbesserung der Mobilität in einer Art
Schubkarrengestell integriert und durch Aufsitzen einer Person kann die Ankoppelung an den
Untergrund verbessert werden. Die maximale Tiefenauflösung von ELVIS beträgt 150m.
Abb. 2.2: ELVIS 5 Vibrationssystem
Wie bereits zuvor erwähnt, treten neben Raumwellen auch Oberflächenwellen (Rayleigh- und
Lovewellen) auf. Diese sind ausschließlich auf die Geländeoberfläche beschränkt und ihre
Amplitude nimmt exponentiell mit der Tiefe ab (TELFORD et al. 1990).
Bei Rayleigh Wellen erfolgt eine Deformation ähnlich der einer Scherwelle. Betrachtet man
allerdings eine punktförmige Masse, so bewegt sich diese auf einer retrograden
27

(rückwärtsgerichteten) ellipsen-förmigen Kreisbahn zur Bewegungsrichtung der Welle (vgl.
Abb.2.3). (ROBINSON & ÇORUH 1988, TELFORD et al. 1990)
Love-Wellen erzeugen eine horizontale Deformation, die auf einer senkrecht zur
Bewegungsrichtung der Welle liegenden Ebene stattfindet (vgl. Abb. 2.4).
Abb. 2.3: Rayleigh-Welle
(aus ROBINSON & ÇORUH 1988)
Beide Oberflächenwellen-Typen weisen eine geringere Geschwindigkeit als S-Wellen auf.
Treffen P- oder S-Wellen im Untergrund auf eine Schichtgrenze oder Störungsfläche und
ändert sich an dieser die akustische Impedanz des Materials (das Produkt aus Dichte und
Geschwindigkeit, TELFORD et al. 1990) so finden Reflexion und Refraktion der einfallenden
Welle statt.
Darüber hinaus treten auch Umwandlungsprozesse zwischen den Wellentypen auf; aus einer
einfallenden P-Welle können an einer Schichtgrenze beispielsweise fünf Sekundärwellen
entstehen: eine reflektierte P-Welle, eine refraktierte P-Welle, eine reflektierte S-Welle und
eine refraktierte S-Welle.
Reflexion und Refraktion von seismischen Wellen lassen sich analog zur Optik beschreiben.
Eine einfallende Welle wird im gleichen Winkel wieder reflektiert und im Falle der
Refraktion wird die Welle zum Lot hin bzw. weg gebrochen. Das aus der Optik bekannte
Gesetz von SNELLIUS kann auch hier angewendet werden.
sini
v
≡
sin r v
1
2
Abb. 2.4: Love-Welle
(aus ROBINSON & ÇORUH 1988)
i: Einfallswinkel (zum Lot)
r: Ausfallswinkel (zum Lot)
v1: Geschwindigkeit Schicht 1
v2: Geschwindigkeit Schicht 2
28

Einen Sonderfall der Refraktion stellt die kritische Refraktion dar. Trifft eine seismische
Welle unter einem speziellen (kritischen) Winkel auf eine Schichtgrenze, so wird sie in
die Schichtgrenze hinein gebrochen und läuft in dieser als so genannte Mintropwelle weiter;
die Welle wird also unter einem Winkel von 90° zum Lot gebrochen.
In Abbildung 2.5 ist der schematische Verlauf von reflektierten, refraktierten und kritisch
refraktierten Wellen an einem 2-Schichtenmodell dargestellt.
Darüber hinaus ist auch ein bisher noch nicht erwähnter Wellenverlauf eingezeichnet: die
direkte Welle von der seismischen Quelle (shotpoint) zu einem Geophon.
Geophone (1-4) stellen elektrodynamische Erschütterungsaufnehmer dar, die geringste
seismische Wellen registrieren und in elektrische Signale umwandeln (KNÖDEL et al. 2005).
Eine bestimmte Anzahl von Geophonen wird mit einer so genannten Geode (A & B)
verbunden. Diese dienen zur Verstärkung und Sortierung der Daten und werden mit
Datenkabeln an die Messelektronik zur Aufzeichnung der Daten (Messwagen) angeschlossen.
Layer 1
Layer 2
V1
V2
4
B
3
2
Legende
Messwagen
A
1
Geode Geophon
V1: Geschwindigkeit in „Layer 1“
V2: Geschwindigkeit in „Layer 2“
Direkte Welle
shotpoint
ELVIS
Kritisch Refraktierte
Welle
Refraktierte Welle
Abb. 2.5: Schematischer Verlauf von seimischen Wellen an einem 2-Schichtenmodell
(V2>V1); nur P-Wellen berücksichtigt
29

2.1.3 Seismische Messungen in Northeim
Im Umfeld des Northeimer Bergbades wurde unter der Leitung von Dr. Ullrich Polom und
Dr. David Tanner am 30.04.2009 zunächst ein P-Wellen Profil zur Erkundung des
Untergrundes aufgenommen. Bei der Auswertung der gewonnenen Daten stellte sich
allerdings schnell heraus, dass die geringe Auflösung der P-Wellen-Seimik in flacher Tiefe
nicht ausreicht, daher wurden am 19.05.2009 zwei weitere S-Wellen Profile durchgeführt (s.h.
Abb. 2.6).
Abb. 2.6: Verlauf der Seismik-Profile
30

Das P-Wellen Profil verläuft in N-S Richtung und erstreckt sich von der NE Grundstücksecke
des Schwimmbads bis zur Querstraße „Am Bergbad“. Es misst eine Länge von ca. 140 m und
zur Generierung der P-Wellen wurde ELVIS verwendet.
Als Erschütterungsaufnehmer kamen im Abstand von zwei Metern in den Boden versenkte
Einzelgeophone zum Einsatz, die in Gruppen von je 20 Geophonen mit einer Geode
verbunden wurden (vgl. Abb. 2.7).
Abb. 2.7: Geode und Einzelgeophon (roter Kreis)
Die Anregung von P-Wellen fand bei jedem zweiten Geophon statt, folglich also im Abstand
von vier Metern bezogen auf die gesamte Profillänge. Es wurden immer zwei Sweeps mit
einem Frequenzbereich von 60 -240 Hz durchlaufen.
Bei den S-Wellen Profilen wurde ein N-S und ein E-W verlaufendes Profil aufgenommen. Als
Quelle der S-Wellen kam wieder ELVIS zum Einsatz.
Da allerdings die Anregung von S-Wellen nur auf festem Untergrund (bsp. Gehwegplatten,
Asphalt) vorgenommen werden kann, musste das N-S Profil auf das E angrenzende
Grundstück des Studentenwohnheims „An der Bergmühle“ verlegt werden. Das Profil endet
im N an der Querstraße „Am Bergbad“ und misst eine Länge von ca. 128 m (vgl. Abb. 2.6).
Das E-W Profil (ca. 210 m) beginnt am südlichen Rand des Schwimmerbeckens und verläuft
in östlicher Richtung über das Bergbad-Gelände auf den unterhalb des Studentenwohnheims
gelegenen Parkplatz.
31

Im Gegensatz zu den bei der P-Wellen Seismik verwendeten Einzelgeophonen wurde bei der
S-Wellen Seismik ein Landstreamer mit einem Geophon-Abstand von 1 m verwendet (vgl.
Abb. 2.8).
Abb. 2.8: Geophon zur S-Wellen Registrierung integriert in
einem Landstreamer
Die Anregung der seismischen Wellen fand bei jedem zweiten Geophon in Form von zwei
Sweeps von 25 bis 150 Hz statt.
Bevor mit der Auswertung der Messungen begonnen werden kann, müssen die gewonnenen
Rohdaten allerdings noch einigen grundsätzlichen Daten verarbeitenden Prozessen (data
processing) unterzogen werden. Bei dem processing der Northeimer Daten kam die Software
VISTA (entwickelt von der kanadischen Firma GEDCO) zum Einsatz.
Im ersten Schritt erfolgt die sogenannte Vibroseis-Korrelation. Hierbei wird der verwendete
Sweep zu einem Impuls ähnlichen Signal komprimiert.
Anschließend werden im zweiten Schritt die Messdaten der beiden Sweeps pro
Anregungspunkt gestapelt, um ein besseres Signal-Störsignal (Signal-„Noise“) -Verhältnis zu
erhalten; jenes wächst mit der zweiten Wurzel aus der Anzahl der Stapelvorgänge.
Nach diesen beiden Verarbeitungsschritten und dem Einsatz von Filtern (Bandpaß Filter zur
Unterdrückung von Noise) und Signalnormalisierungsfunktionen (AGC, Automatic Gain
Control) erhält man nun Einzelschuss-Laufzeitdiagramme, die bereits zur Auswertung
herangezogen werden können.
Abbildung 2.9 zeigt ein Einzelschuss-Plot der P-Wellen Seismik (shotpoint: 3. Geophon).
32

Abb. 2.9: P-Wellen Einzelschuss bei Geophon Nr. 3
Deutlich ist hierbei die Registrierung des Luftschalls (grün) und die Einsätze der ersten
Refraktion (blau, oben) und ersten Reflexion (blau, unten) zu erkennen. Diese sind vermutlich
mit dem Grundwasserhorizont oder der Oberkante des nicht/nur schwach verwitterten
anstehenden Kalksteins zu korrelieren. Links neben/unter der Luftschall-Welle finden sich die
Einsätze der Rayleigh-Wellen, die bei der weiteren Auswertung keine Rolle spielen.
33

In dem Bereich rechts neben dem Luftschall und unterhalb der ersten Refraktion/Reflexion
sind weitere, jedoch schwächere Einsätze (beispielhaft rot markiert) sichtbar. Diese stellen die
Grundlage für die weitere Auswertung der Daten dar.
Um die Reflexions-Einsätze der Einzelschüsse nun in ein gemeinsames Diagramm zu bringen
müssen noch zwei wesentliche „processing Schritte“ vorgenommen werden. Zum einen die
sogenannte CMP-Sortierung. Hierbei werden die einzelnen Spuren nach gemeinsamen
Mittelpunkten (common midpoints – CMPs) sortiert. Daraufhin wird eine NMO (normal
moveout) Korrektur angewendet, um die Laufwege bei verschiedener Entfernung (Offset) zum
shotpoint zu berücksichtigen (nach KNÖDEL et al 2005).
Bei der NMO Korrektur müssen Durchschnittsgeschwindigkeiten für das vorhandene Material
unter Einbeziehung des betrachteten Wellentyps (Kompressions- oder Scherwellen)
angenommen werden.
Im Falle von Northeim sind dies:
P-Wellen S-Wellen
Boden/Verwitterungshorizont 400 – 600 m*s -1 300 – 400 m*s -1
Kalkstein 2400 m*s -1
600 - 750 m*s -1
Tab. 2.2: berechnete Durchschnittsgeschwindigkeiten
Nach diesen letzten Korrekturen können die Datenspuren der Einzelschüsse nun im so
genannten CMP-Stack gestapelt werden. Hierbei sollte auf jeden Fall eine Mehrfach-
Stapelung zur Verbesserung des S/N-Verhältnisses vorgenommen werden; man bezeichnet
solch eine Stapelsektion auch als Brutestack.
34

2.2 EMR
Neben der im vorherigen Kapitel erläuterten Methode der Seismik gibt es eine Vielzahl von
anderen geophysikalischen und ingenieurgeologischen Verfahren, die bei der Erkundung von
Strukturen im Untergrund Anwendung finden.
Eine relativ junge und nicht sehr verbreitete Methode ist das NPEMFE-Verfahren (Natural
Pulsed Electromagnetic Field Of Earth).
Es basiert auf der Messung von natürlichen, niederfrequenten elektromagnetischen (EM)-
Impulsen (oder auch EMR – electromagnetic radiation), die aus der Änderung des lokalen
Spannungsfeldes in der Erdkruste resultieren (LAUTERBACH 2005). Die Emission von EM-
Impulsen ist hierbei auf diverse physikalische Effekte zurückzuführen (u.a. piezoelektrischer
Effekt, piezokinetischer Effekt, Stepanov Effekt oder auch induktive Effekte) allerdings
können bis zum heutigem Stand der Forschung die verschiedenen Prozesse, die EMR
hervorrufen noch nicht eindeutig zugeordnet bzw. isoliert betrachtet werden (LAUTERBACH
2005).
Da mit der Änderung des lokalen Spannungsfeldes unmittelbar die Erzeugung von EMR
verbunden ist, lassen sich grundlegend zwei Anwendungsgebiete dieser Methode festlegen:
zum einen die Möglichkeit der Überwachung und Vorhersage von Geohazards (Erdbeben,
Hangrutschungen, Erdfällen), die auf strukturell bedingtes Versagen in der Erdkruste
zurückzuführen sind und zum anderen die Möglichkeit von Spannungsbestimmungen in
Festkörpern, sowohl im Labormaßstab als auch in geologischem Sinne (LICHTENBERGER
2006). In beiden Fällen stellt die Bildung von Mikrorissen eine wesentliche Quelle bei der
Erzeugung von EMR dar. Solche Mikrorisse entstehen beispielsweise auch in dem
Deckenbereich über Hohlräumen, die letztendlich die Ursache für Erdfälle darstellen. Auf
dieser Grundlage wurde in der vorliegenden Arbeit versucht, eine EMR-Anomalie in
Verbindung mit dem entstandenen Erdfall in Northeim zu registrieren.
Hierbei wurde das portable Messgerät „Cereskop“ (Hersteller: Fa. Ceres GmbH, Staffort)
verwendet, welches EMR mit einem Frequenzbereich von 5 bis 50 kHz mittels einer Ferrit-
Richtantenne messen kann (Abb. 2.10).
35

Abb. 2.10: Cereskop
(http://www.geoerkundung.de)
Das „Cereskop“ ermöglicht im Detail die Erfassung von insgesamt fünf verschiedenen
Parametern, wobei Parameter A (Zahl der Impulse über dem Diskriminationslinie) und
Parameter D (Energie der Impulspakete/“bursts“) sich als die aussagekräftigsten
herausstellten. Die Messung dieser Parameter kann grundsätzlich im zeit-gesteuerten („time
triggered“) oder manuellen Modus erfolgen; in dieser Arbeit wurde das Gerät im zeitgesteuerten
Modus mit einer Intervallzeit von 1 Sekunde betreiben. Folglich werden also in
Abständen von 1 Sekunde Messpunkte/“pickets“ erzeugt.
Um eine Positionsbestimmung dieser Messpunkte vornehmen zu können, wurden mithilfe
eines GPS Gerätes (der Firma Garmin) ebenfalls in Intervallen von einer Sekunde Messwerte
erfasst und im Nachhinein in Excel über die absolute Uhrzeit mit den Cereskop Messungen
verknüpft. Hierbei sollte beachtet werden, dass die Uhren des Cereskops und des GPS Gerätes
vor den Messungen synchronisiert werden müssen.
36

2.3 Darstellung der geologischen Informationen
Neben den konkreten Feldmessungen, zu denen die Verfahren der Seismik oder EMR-
Messungen zählen, stellen geologische Karten die wichtigsten Informationsquellen über den
Untergrund dar.
Daher wurde im Rahmen der vorliegenden Arbeit das existierende Kartenmaterial des
untersuchten Gebietes (Kartenübersicht s.h. Kartenverzeichnis) zusammengetragen und
mittels Großformatscanner digitalisiert. Daraufhin erfolgte eine optische Verbesserung der
Daten und die Freistellung der relevanten Bereiche, um die Karten anschließend in Arc Map
9.1 zu digitalisieren. Dieser Verarbeitungsschritt ermöglicht es, die Karten geographisch
passend übereinander zu legen und somit die Daten zusammenzuführen.
Nun konnten die in jeder Karte unterschiedlich dokumentierten Erdfälle in eine neue (noch
leere) Kartenebene übertragen werden, um letztendlich eine umfassende “Erdfall-Karte” des
untersuchten Gebietes und der Umgebung zu erhalten.
Diese Karte findet sich in Anhang 10.
Neben der Erdfall-Karte wurden des Weiteren geologische Profile in unmittelbarer
Umgebung zum Bergbad konstruiert, um die strukturelle Situation am S-Rand des
Sultmerberges zu erklären.
Hierbei wurde zunächst mit dem “Top50-Viewer” (Geogrid Viewer in der Version 1.1, s.h.
Kartenverzeichnis) ein Geländeschnitt erstellt, welcher auf den Kartenmaßstab skaliert und
daraufhin die Schichtgrenzen per Hand auf die Geländeoberfläche abgetragen wurden.
Da für die Umgebung des Bergbades Northeim weder die Richtung des Einfallens noch der
Einfallwert der Schichten bekannt sind, wurde ein Einfallen nach S hin angenommen und die
Profile mithilfe der in der Literatur erwähnten maximalen Mächtigkeiten konstruiert (vgl.
Tab. 2.3).
Mächtigkeit [m]
Schicht nach V. KOENEN (1895) nach JORDAN (1994)
km 200
ku 35-40
mo2 40 40
mo1 8-10 11
mm 40 40-50
Tab. 2.3: Schichtmächtigkeit zur Profil-Konstruktion
37

3. ERGEBNISSE
3.1 P-Wellen Seismik
Der P-Wellen Brutestack (Abb. 3.1) zeigt das N-S verlaufende Profil der P-Wellen
Reflexionsseismik vom 30.04.2009. Die Angabe CMP (x-Achse) entspricht hierbei der
Entfernung in Metern vom (N-)Beginn des Profils.
Da mit einer angenommenen P-Wellen Geschwindigkeit von 2400m*s -1 gerechnet wurde,
ergibt sich die Tiefe [m] aus der Laufzeit (y-Achse, in [ms]) verrechnet mit diesem Faktor.
Unter dem Laufzeitdiagramm ist die statische Überdeckung der Messdaten (CMP_Fold)
aufgetragen; diese spiegelt die Anzahl der Stapelungen an den einzelnen Punkten des
Brutestacks wieder. Punkte mit einer niedrigen statistischen Überdeckung (kleiner als 6)
sollten bei der Interpretation mit Vorsicht betrachtet werden (Randbereiche: CMP_130).
In dem Profil sind in einer Tiefe von ca. 15 m und 24 m zwei deutliche, horizontal liegende
Reflektoren zu erkennen (grün). Diese weiten sich zwischen CMP 90 und 107 auf und treten
ab CMP 107 wieder klarer in Erscheinung.
Unter diesen beiden flachen Reflektoren treten in regelmäßigen Abständen weitere Einsätze
auf. Diese werden allerdings an steil nach S einfallenden Strukturen (orange), vermutlich
Störungen, versetzt.
Der aktuelle Erdfall befindet sich bei CMP_ 63. In einer Tiefe von ca. 26 m bis 56 m (direkt
unterhalb der zweiten grün markierten Schicht) ist eine ca. 18 m breite Zone zu erkennen, die
zu beiden Seiten von nahezu senkrecht stehenden Störungen begrenzt ist. Hierbei ist
anzunehmen, dass es sich um einen (verfüllten) Hohlraum handelt, der als Ursache des
aktuellen Erdfalls zu betrachten ist.
38

Abb. 3.1: P-Wellen Brutestack; um den Faktor 0,45 überhöht
39

In Abbildung 3.2 sind die so genannten „first break picks“ dargestellt. Diese markieren den
Punkt erster Refraktion und stellen die Grenze zwischen Boden/Verwitterungshorizont und
anstehendem Gestein dar. An den first break picks ist folglich ein sprunghafter Anstieg der P-
Wellen Geschwindigkeit zu verzeichnen.
Aus der Tiefenlage der first break picks ergibt sich die in Abbildung 3.3 gezeigte
Morphologie des Untergrundes.
Die Geländeoberkante wurde hierbei zwischen zwei GPS-Höhenmesspunkten (Anfang und
Ende des Profils) interpoliert.
40

Abb. 3.2: P-Wellen Refraktionsdiagramm
41

Abb. 3.3: Morphologie des Untergrundes
42

3.2 S-Wellen Seismik
Die Einzelschussdiagramme des N-S Profils der S-Wellen Seismik (Abb. 3.4) zeigen zwei bis
drei deutliche Reflektoren, die bei Meter 45 und 65 von zwei fast senkrecht stehenden
Störungen unterbrochen und versetzt werden. Der Bereich zwischen den Störungen ist
vermutlich wieder als ein mit Lockermaterial verfüllter Hohlraum zu betrachten.
Die oberhalb der Reflektoren zu erkennenden Einsätze sind auf P-Wellen zurückzuführen, die
aus der Umwandlung von S-Wellen entstanden sind.
Vergleicht man nun die Einzelschussdiagramme mit dem N-S verlaufenden S-Wellen
Brutestack (Abb. 3.5) so sind hier keine deutlichen Störungen auszumachen.
Allerdings ist eine muldenartige Verformung der Reflektoren sichtbar. Hierbei ist jedoch zu
beachten, dass der Brutestack noch nicht bezüglich dem Einfallen der Geländemorphologie
korrigiert ist; der Stack muss also nach S hin geneigt betrachtet werden.
So betrachtet weist dieses Profil also eine gewisse Ähnlichkeit mit der Oberkante des
anstehenden Gesteins (aus der P-Wellen „first break picks“ Refraktionslösung) auf. In dem P-
Wellen Reflexionsdiagramm ist allerdings die beobachtete Muldenstruktur nicht zu erkennen.
Als mögliche Ursache für die muldenartige Verformung der Schichten ist eine Zerblockung
durch (listrische) Störungen und Rotation der einzelnen Blöcke zur Störung hin auf Grundlage
der Seismik auszuschließen, da im Brutestack keine deutlichen (E-W verlaufenden)
Störungen erkennbar sind.
43

Abb. 3.4: S-Wellen Einzelschüsse
44

Abb. 3.5: S-Wellen Brutestack: N-S, um den Faktor 0,54 überhöht
45

Im E-W Profils der S-Wellen Seismik (Abb.3.6) können hingegen eine Vielzahl von steil
stehenden Störungen (blau) interpretiert werden. Vor allem der Bereich zwischen CMP 151
und 201 (CMP * 0,5 entspricht der Angabe in Metern) fällt durch eine starke Zerklüftung auf.
Hierbei handelt es sich ziemlich genau um den Bereich, in dem der aktuelle Erdfall an der
Geländeoberfläche zu finden ist.
An dieser Stelle sei allerdings auf die geringere statistische Überdeckung in diesem Bereich
hingewiesen. Diese resultierte daraus, dass das Profil aufgrund seiner Länge und des starken
Straßenverkehrs an dieser Stelle in zwei Abschnitte geteilt wurde und dort keine Geophone
ausgelegt waren.
Zusätzlich ist der Brutestack mit der S-Wellen Geschwindigkeit hinterlegt. Hieraus lässt sich
das Profil grob in zwei Teile teilen: den westlichen Teil bis zum Parkplatz unterhalb des
Studentenwohnheims und einen östlichen Teil, der seinerseits den Parkplatz darstellt.
Im westlichen Teil ist deutlich ein oberflächennaher Bereich mit äußerst geringen
Geschwindigkeiten von ca. 300 bis 400m/s zu erkennen.
Der östliche Teil hingegen weist selbst in geringer Tiefe hohe Geschwindigkeitswerte auf.
Insgesamt zeigt der östliche Teil auch einen deutlich ruhigeren Verlauf der Reflektoren und es
sind keine Störungen auszumachen.
46

Abb. 3.6: S-Wellen Brutestack; E-W; um den Faktor 2,1 überhöht
47

3.3 EMR
Insgesamt wurden mit dem „Cereskop“ Profile an drei verschiedenen Lokalitäten
aufgenommen, um die Anwendbarkeit des Verfahrens bei Erdfällen zu testen.
Fallbeispiel 1: Bergbad Northeim (N-S-N Profil)
Das Profil auf dem Grundstück des Northeimer Bergbads verläuft parallel zur Auslage der P-
Wellen Seismik (allerdings in südlicher Richtung nur bis zur Grundstücksgrenze; von da aus
wieder Richtung N zum Startpunkt, vgl. Abb. 2.6).
In Abbildung 3.7 ist die Impulsenergie (Parameter D) gegen die Messpunkte (pickets; 1 bis
177) aufgetragen.
Impulsenergie (dimensionslos)
400
350
300
250
200
150
100
50
N "Hinweg" S
"Rückweg"
N
0
1 11 21 31 41 51 61 71 81 91 101 111 121 131 141 151 161 171
"Picket"
Abb. 3.7: EMR N-S-N Profil am Erdfall Northeimer Bergbad, Länge ca. 130m
Bei Betrachtung des Profils lassen sich deutliche Intensitätsmaxima im südlichen Teil
feststellen. Diese sind mitunter um den Faktor 30 gegenüber den gemessenen Intensitäten im
nördlichen Teil erhöht. Das absolute Maximum tritt bei Messpunkt 95 auf und entspricht
somit der Position des Kanalwasserschachtdeckels beim Quellüberlauf am Erdfall, was mit
großer Wahrscheinlich die Quelle der EM-Impulse darstellt.
Die Erfassung von EMR, die auf Mikrorisse zurückzuführen sind, ist infolge des extrem
hohen Störsignalpegels nicht möglich.
48

Des Weiteren fällt bei dem Profil auf, dass beim „Rückweg“ (von S nach N) zum Startpunkt
eine deutlich stärkere Streuung der Messwerte als beim „Hinweg“ auftritt.
Fallbeispiel 2: Galgenbergsee Northeim (W-E Profil)
An der Senke Galgenbergsee wurden insgesamt sechs Messprofile unterschiedlichen Verlaufs
erstellt, wobei sich lediglich das in W-E Richtung verlaufende (s.h. Anhang 5) als
interpretierbar bezogen auf einen Erdfall herausstellte.
Bei der Betrachtung des Profils (Abb. 3.8) fällt insgesamt eine deutliche Streuung der
Messwerte auf, die vor allem in den Randbereichen stärker ausgeprägt ist. Dennoch ist im
Bereich um Messpunkt 73 (grau markiert, stellt zugleich das Zentrum der Senke dar) ein
deutlicher Peak zu erkennen; dies würde auf ein Mikroriss-Vorkommen im Zentrum der
Senke hindeuten.
Neben diesem Bereich ist ein Anstieg der Intensitäten am W Rand des Profils zu erkennen.
Hierbei muss allerdings davon ausgegangen werden, dass vermutlich Stromleitungen entlang
der „Langenholtenser Str.“ die Quelle für die EM-Impulse darstellen (s.h. Anhang 5).
Impulsenergie (dimensionslos)
140
120
100
80
60
40
20
W E
0
1 11 21 31 41 51 61 71 81 91 101 111 121 131
"Picket"
Abb. 3.8: EMR W-E Profil am „Galgenbergsee“, Länge ca. 156m
49

Fallbeispiel 3: Boesinghausen (NE-SW-Profil)
Bei dem dritten Fallbeispiel handelt es sich um einen Erdfall N’ Boesinghausen. Der Erdfall
entstand Anfang Mai 2009 und befindet sich auf einem Waldweg (vgl. Anhang 5). Er misst an
der Oberfläche einen Durchmesser von ca. 1 m bei einer Tiefe von ca. 0.6 m. Blickt man in
den Erdfall hinein, so ist zu erkennen, dass dieser unter dem Waldweg eine größere laterale
Erstreckung als an der Oberfläche aufweist (vgl. Abb. 3.9 und 3.10).
Abb. 3.9: Erdfall Boesinghausen: Tiefe (Abbruchkante rot
markiert; Foto: Dr. Bernd Leiss)
Abb. 3.10: Erdfall Boesinghausen: Laterale Erstreckung (ausgelegte
Länge entspricht der Erstreckung unter dem Waldweg; Foto: Dr. Klaus
Wemmer)
50

Im Profil der EMR Messung im Waldstück N’ von Boesinghausen sind insgesamt 3 Bereiche
erhöhter Intensitäten zu erkennen (vgl. Abbildung 3.11, farblich markierte Bereiche).
Das Maximum im roten Bereich befindet sich unmittelbar beim Erdfall auf dem Waldweg.
Hieraus folgt ein Bereich hoher Intensitäten (blau), der sich auf Höhe des N’ des Wegs
anschließenden Sees befindet. Der dritte Bereich mit erhöhter Intensität stellt den letzten
Abschnitt des Messprofils dar (grün). Der Anstieg der Messwerte an diesem Punkt ist
vermutlich mit dem Relief des Waldwegs und eventuellen Hangbewegungen zu erklären.
Impulszahl (counts)
1800
1600
1400
1200
1000
800
600
400
200
NE SW
0
1 21 41 61 81 101 121 141 161 181 201 221 241 261 281 301 321 341 361 381 401 421 441 461 481 501 521
.
"Picket"
Abb. 3.11: EMR NE-SW Profil Boesinghausener Wald, Länge ca. 630m
51

3.4 Geologie
3.4.1 Erdfall-Karte
Bei der Betrachtung der erstellten Erdfall-Karte (Anhang 10) fällt auf, dass sich eine Vielzahl
der aufgezeichneten Erdfälle entlang einer NNW-SSE verlaufenden Zone finden lassen und
somit parallel zum Leinetalgrabens in dem betrachteten Abschnitt verlaufen.
Dies kann als Indiz für ein störungsgebundenes Auftreten der Erdfälle gewertet werden.
3.4.2 Profile
Grundlegend ergeben sich zwei verschiedene Möglichkeiten, die das Auftreten des Keupers
erklären wurden: zum einen eine stratigraphische und zum anderen eine tektonische Variante.
Bei der stratigraphischen Variante (Anhänge 7 und 8 müssen die Schichten steiler als der
Hang einfallen, damit der Untere Keuper an der Oberfläche ausstreichen kann.
Die tektonische Variante setzt das Vorhandensein von Abschiebungen voraus. In Anhang 9 ist
das Profil der tektonischen Variante in idealisierter Form (horizontal lagernde Schichten und
senkrechte Störungen) dargestellt. Der Verlauf der Profile ist in Anhang 6 dargestellt.
Eine mögliche Erklärung für das angenomme Einfallen der Schichten nach S, stellt eine
Relay-Zone dar (vgl. Abb. 3.12).
Hiermit ließe sich auch das westwärts Springen des Leinetalgrabens ableiten.
Abb. 3.12: Intakte (oben) und gebrochene Relay Zone (nach Fault Analysis
Group, 2007
52

Da in der Seismik vorwiegend N-S verlaufende Störungen zu erkennen waren, würde dies auf
eine Aneinanderreihung von mehreren Relay Zonen hindeuten. Die wenigen E-W
verlaufenden Störungen könnten als Versatzstörungen an gebrochenen Relay Rampen
interpretiert werden.
Mithilfe der konstruierten Profile kann nun versucht werden die Geologie mit der Seismik zu
korrelieren. Aus dem Profil der stratigraphischen Variante (A) ergibt sich, dass die mo – mm
Grenze in einer Tiefe von ca. 62,5 m anzutreffen sein müsste.
Im P-Wellen Brutestack findet sich in dieser Tiefe zwar ein Reflektor, jedoch liegt diese
Schicht genau unterhalb des von Störungen beidseitig begrenzten möglichen (verfüllten)
Hohlraums. Außerdem verlaufen die Schichten des konstruierten Mittleren Muschelkalks an
der Stelle unterhalb des Erdfalls relativ durchgehend und weisen somit nicht auf einen
Bereich, der durch Lösungsvorgänge gestört wurde, hin (vgl. Abb. 3.13)
Abb. 3.13: P-Wellen Brutestack mit konstruierter mo-mm Grenze (rot markiert)
53

Zeichnet man die konstruierte Grenze in den S-Wellen brutestack ein, so ergibt sich ein
ähnliches Bild (vgl. Abb. 3.14).
Abb. 3.14: S-Wellen Brutestack mit konstruierter mo-mm Grenze (rot markiert)
Auch hier schein die Grenze zu tief zu liegen.
Eine mögliche Lösung für dieses Problem wäre die Annahme einer geringeren
Schichtmächtigkeit für den Oberen Muschelkalk bei der Konstruktion des Profils. Dies würde
dann auch zwangsläufig ein flacheres Einfallen der Schichten bedeuten, um den mo in der
auftretenden Breite an Oberfläche ausstreichen zu lassen.
54

4. ZUSAMMENFASSENDE DISKUSSION
Mit der Methodik der Seismik konnten vorzugsweise in N-S Richtung verlaufende Störungen
registriert werden. Dies würde daraufhin deuten, dass womöglich eine Kombination aus
mehreren Relay Zonen das Einfallen der Schichten nach S hin ändert; der westliche Versatz
des Leinetalgrabens bei Northeim würde sich hieraus auch erklären lassen (vgl. Abb. 1.11).
Bei der Seismik muss allerdings auch festgestellt werden, dass eine direkte Korrelation der
Reflektoren mit der regionalen Geologie aufgrund des Fehlens von tiefen Bohrungen nicht
möglich ist. Die indirekte Verbindung der Seismik mit der Geologie über die konstruierten
Profile ist aber durchaus machbar.
In der P-Wellen Seismik ist ein durch Störungen beidseitig begrenzter (verfüllter) Hohlraum,
der sich direkt unterhalb des aktuellen Erdfall befindet interpretierbar und auch die S-Wellen
Seismik zeigt an dieser Stelle eine Häufung von Störungen.
Diese Störungen begünstigen konsequenterweise die Zirkulation von Wasser und sorgen
somit für eine verstärkte Auslaugung von (vermutlich) Gips-/Salzlagen in den Schichten des
Mittleren Muschelkalks.
Neben dem Erdfall beim Bergbad konnte auf Grundlage verschiedener Karten eine
umfassende Erdfall-Kartierung der Umgebung durchgeführt werden. Hieraus zeigt sich, dass
die Erdfälle womöglich störungsgebunden auftreten.
Über die Messung von EM-Impulsen bei der Auffindung von möglichen Hohlräumen in
Bezug auf Erdfälle lässt sich abschließend feststellen, dass der Methodik deutliche Grenzen
gesetzt sind und das EMR Verfahren nur unter bestimmten Vorrausetzungen erfolgreich
eingesetzt werden kann. Anthropogen geschaffene EMR Quellen, wie beispielsweise Strom-,
Wasser-, oder Gasleitungen stellen starke Störsignal-Quellen dar und können natürliche
Intensitäten nahezu vollständig überdecken (vgl. Fallbeispiel 1).
Dennoch stellt das EMR Verfahren aufgrund seiner Mobilität und des kostengünstigen
Einsatzes eine Alternative in Bezug zu konventionellen Methoden dar und könnte gerade in
unwegsamem Gelände fernab der Zivilisation als „quick & dirty“ Methode zum Einsatz
kommen, wie sich in Fallbeispiel 3 gezeigt hat.
55

Zusammenfassend muss festgestellt werden, dass die geologische Situation im Umfeld des
Bergbads Northeim nicht eindeutig geklärt werden kann. Die Konstruktion mehrere Profile
unter Einbeziehung eines größeren lokalen Gebietes und somit den Bohrungen von JORDAN
(1987, vgl. Anhang 4) könnten weitere Erkenntnisse über den strukturellen Bau des
Untergrundes liefern.
56

DANKSAGUNG
An dieser Stelle möchte all denjenigen danken, die diese Arbeit ermöglicht haben. Da wären
zuerst meine Eltern, die mich finanziell sowie seelisch unterstützt haben und ohne die mein
Studium nicht möglich gewesen wäre.
Des Weiteren möchte ich mich bei Dr. Bernd Leiss und Dr. David C. Tanner für die seht gute
Betreuung der Arbeit bedanken. Jene hatten selbst in ihrem Urlaub immer ein offenes Ohr für
meine Fragen und haben weit mehr Zeit aufgewendet, als ihnen dank des neuen
Bachelor/Mastersystems angerechnet wird.
Mein weiterer Danke gilt dem LIAG Hannover (insbesondere Dr. Ullrich Polom), der
Stadtverwaltung Northeim (insbesondere Herrn Sendler und Herrn Just) und der Geothermie
Gruppe Göttingen (insbesondere bei Dr. Bianca Wanger, Dr. Till Heinrichs und Michael
Krumbholz); ohne all diese Menschen wäre die Durchführung der Arbeit nicht möglich
gewesen.
Außerdem bedanke ich mich bei meiner Schwester Ann-Kathrin und Frau Christina Lilie für
das Finden und Behalten der Rechtschreibfehler.
Zu guter letzt möchte ich mich bei meiner Freundin Navina bedanken, da sie immer für mich
da war und mein Gejammer ertragen musste.
57

LITERATURVERZEICHNIS
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interessanten Aufschlusses am Leinetalgraben. – Neues Jahrbuch für Geologie
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http://www.lbeg.niedersachsen.de/
59

KARTENVERZEICHNIS
BRUNOTTE, E. & Garleff, K.: Geomorphologische Übersichtskarte, Anlage zu Blatt 4225
Nordheim West; 1:50000.
JORDAN, H. (1987): Übersichtskarte des Baugrundes, Beikarte zur Geologischen Karte
von Niedersachsen Blatt 4225 Northeim West; 1:50000.
JORDAN, H. (1987): Geologische Karte von Niedersachsen, Grundkarte, Blatt 4225 Northeim
West; 1:25000.
JORDAN, H. (1987): Geologische Karte von Niedersachsen, Karte der präquartären Schichten
und der Lage der Quartärbasis (Quartär abgedeckt), Blatt 4225 Northeim West;
1:25000.
JORDAN, H. (1994): Geologische Karte von Niedersachsen, Grundkarte, Blatt 4226 Northeim
Ost; 1:25000.
JORDAN, H. (1994): Geologische Karte von Niedersachsen, Karte der präquartären Schichten
und Lage der Quartärbasis (Quartär abgedeckt), Blatt 4226 Northeim Ost; 1:25000.
KURHANNOVERSCHE LANDESAUFNAHME des 18 Jahrhunderts, 142 Northeim, aufgenommen
durch Offiziere des Hannoverschen Ingenieurskorps (1783); Niedersachsisches
Landesverwaltungsamt – Landesvermessung (1994)
STILLE, H. (1922): Übersichtskarte der saxonischen Gebirgsbildung; 1:250000.
Top50 Viewer: Topographische Karte von Niedersachsen und Bremen 1:50000
Version: Geogrid Viewer 1.1
v. KOENEN, A. & Müller, G. (1895): Geologische Specialkarte von Preußen und den
Thüringischen Staaten, Blatt Moringen; 1:25000.
v. KOENEN (1895): Geologische Specialkarte von Preußen und den Thüringischen Staaten,
Blatt Northeim; 1:25000.
.
60

ANHANG
Anhang 1 Detaillierte Vermessungskarte nach WÜNSCHE (2009)
Anhang 2 Bohrprofile Erdbaulabor Göttingen GAUGLITZ (1983)
Anhang 3 Parallelisierte Bohrprofile Erdbaulabor Göttingen GAUGLITZ (1983)
Anhang 4 Bohrungen JORDAN (1987)
Anhang 5 Lokalisation der EMR Profile
Anhang 6 Lage der konstruierten Profile (von A nach B); verändert nach JORDAN
Anhang 7 Querprofil: Stratigraphische Variante A
Anhang 8 Querprofil: Stratigraphische Variante B
Anhang 9 Querprofil: Tektonische Variante
Anhang 10 Erdfall Karte (A3)
61

Anhang 1 Detaillierte Vermessungskarte nach WÜNSCHE (2009)
Maßstab: 1:250
Bodenfläche orange eingefärbt
N
62

Anhang 2 Bohrprofile Erdbaulabor Göttingen GAUGLITZ (1983)
Legende s.h. Anhang 3
63

Anhang 3 Parallelisierte Bohrprofile Erdbaulabor Göttingen GAUGLITZ (1983)
Legende
64

Anhang 4 Bohrungen JORDAN (1987)
GEA-55:
Ansatzhöhe: 164,79 m ü.NN
Bei t=2 m: mm erbohrt
GEA-29:
Ansatzhöhe: 155,69 m ü.NN
Bei t=23 m: mo erbohrt
GEA-53:
Ansatzhöhe: 168,07 m ü.NN
Bei t=10,9 m: mm erbohrt
65

Anhang 5 Lokalisation der EMR Profile:
Galgenbergsee (oben) und Boesinghausen (untern).
Google Earth Satellitenbild
66

Anhang 6 Lage der konstruierten Profile (von A nach B); verändert nach JORDAN
(1987, 1994); Maßstab: 1:12500
67

Anhang 7 Querprofil: Stratigraphische Variante A
Blaue Linie markiert die Position des Bergbads
68

Anhang 8 Querprofil: Stratigraphische Variante B
Blaue Linie markiert die Position des Bergbads
69

Anhang 9 Querprofil: Tektonische Variante
Blaue Linie markiert die Position des Bergbads
70