Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet

Deutsche Subkommission für Karbon-
Stratigraphie
Jahrestagung 2012 in Witten
Volker Wrede
Exkursion in den
Nationalen GeoPark
Ruhrgebiet

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
Einführung: Der Nationale GeoPark
Ruhrgebiet
Die Nutzung von Bodenschätzen ist eine der
ältesten Tätigkeiten des Menschen überhaupt.
Seine gesamte wirtschaftliche und kulturelle
Entwicklung hängt in ganz großem Maße vom
Vorhandensein und der Nutzbarmachung natürlicher
Ressourcen ab. In der heutigen Zeit
einer globalen Wirtschaft, in der auch Bergbauprodukte
weltweit gehandelt werden, geht
das Bewusstsein für diese unmittelbare Beziehung
leicht verloren. Gerade im Ruhrgebiet
lassen sich die engen Zusammenhänge zwischen
den geologischen Ressourcen und der
wirtschaftlichen und kulturellen Entwicklung so
klar erkennen, wie in kaum einer anderen Region
in Deutschland oder Europa. Seine heutige
Existenz als europäische Metropolregion
basiert ausschließlich auf der Nutzung der hier
auftretenden Rohstoffe: vor allem der Steinkohle,
aber auch von Salz, Erzen oder Baumaterialien.
Eine große Zahl von Sehenswürdigkeiten
geologischer Art oder der Industriekultur
macht diese Zusammenhänge nicht nur für das
Fachpublikum, sondern auch für die Bevölkerung
unmittelbar anschaulich. Aus diesem
Grunde wurde das Ruhrgebiet im Jahr 2006
als „Nationaler GeoPark in Deutschland“ anerkannt.
Träger des Nationalen GeoParks ist der
gemeinnützige Verein „GeoPark Ruhrgebiet
e.V.“, dem zahlreiche geowissenschaftlich
tätige Institutionen, Kommunen, Wirtschaftsbetriebe,
Naturschutzorganisationen und Einzelpersonen
engagiert sind.
Die an der Erdoberfläche aufgeschlossene
paläozoische Schichtenfolge im GeoPark
Ruhrgebiet reicht vom tiefsten Mitteldevon bis
zum Rotliegend. Das Dinantium ist sowohl in
der Karbonatplattform-Fazies (Kohlenklalk) wie
in der Flysch-Fazies (Kulm) vertreten. Im Namurium
vollzieht sich der Übergang von der
vollmarinen Fazies in die paralische Fazies.
Das im Ruhrkarbon an der Erdoberfläche,
durch den Bergbau und Bohrungen aufgeschlossene
flözführende „Oberkarbon“ reicht
vom hohen Namurium B bis zum Westfalium
C. Im nördlich gelegenen Ibbenbürener Karbonhorst
(Osnabrücker Bergland) ist der Übergang
vom Westfalium C zum Westfalium D
aufgeschlossen (DROZDZEWSKI 2006).
Auch wenn der Steinkohlenbergbau im Rückzug
begriffen ist und voraussichtlich im Jahr
2018 ganz eingestellt werden wird, bleibt das
Ruhrgebiet ein wichtiges Zielgebiet der Karbon-Geologie.
Zum einen existieren, bedingt
durch die intensive Rohstoffnutzung der vergangenen
Jahrzehnte und Jahrhunderte, zahlreiche
Aufschlüsse auch über Tage, die das
Studium der Schichtenfolge des Dinantiums
und Silesiums erlauben, zum anderen zeichnet
sich schon jetzt ab, dass diese Schichtenfolge
auch weiterhin ein großes wirtschaftliches
Interesse besitzt. Hier sei nur das Stichwort
„unkonventionelle Erdgaslagerstätten“ genannt,
das im Karbon mit den Hangenden
Alaunschiefern als möglichem Shale-Gas-
Horizont und den Kohleflözen des Westfaliumiums
als potenzielle CBM-Lagerstätte zwei
wichtige Explorationsziele bietet.
Einen Überblick des Kenntnisstandes über die
Stratigraphie und die sedimentologische Entwicklung
des Mississippiums im nördlichen
Rheinischen Schiefergebirge geben STOPPEL
et al. (2006), der Kenntnisstand über das
Pennsylvanium im Ruhrgebiet wurde zuletzt in
den Arbeiten von WREDE (2005) und
DROZDZEWSKI (2005) zusammengefasst.
Der GeoPark Ruhrgebiet e.V. freut sich, dass
die Subkommission für Karbonstratigraphie
ihre Jahrestagung 2012 im Ruhrgebiet stattfinden
lässt und ist, gemeinsam mit dem LWL-
Industriemuseum „Zeche Nachtigall“ in Witten,
gern der Bitte nachgekommen, diese Tagung
zu unterstützen. Im Rahmen einer kurzen Exkursion
sollen einige Schichtenfolgen des Namuriums
und Westfaliums vorgestellt werden
und werden einige Beispiele für die Tektonik
des Ruhrkarbons gezeigt. Im Rahmen der
Geopark-Arbeit wurden viele klassische und
bisher weniger bekannte Aufschlüsse wieder
hergerichtet und für die Öffentlichkeit zugänglich
gemacht. Eine Reihe von Exkursionsführern
und Publikationen erschließen diese Aufschlüsse
ebenso für Fachwissenschaftler wie
Laien. Im vorliegenden Exkursionsführer wird
weitgehend auf diese Veröffentlichungen zurückgegriffen.
Sedimentologischer Überblick
(nach DROZDZEWSKI 2011 u. DROZDZEWSKI &
WREDE 2003)
Basis für die stratigraphische und sedimentologische
Interpretation der mehr als 4.000 m
mächtigen Sedimentabfolge im molasseartigen
Subvariscischen Vorlandbecken sind die umfangreichen
Bergbauaufschlüsse und mehr als
1.000 Tiefbohrungen. Die in SW-NE-Richtung
gestreckte Beckenform wird ebenso wie die
Generalstreichrichtung der nachfolgenden
Faltung vom kompressiven Regime der variscischen
Gebirgsbildung bestimmt. Auch das
vorangehende Flyschbecken im Dinantium und
frühen Namurium wurde durch die beginnende
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 2

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
orogene Einengung und die Auflast des vorrückenden
variscischen Orogens geformt.
Die Bildung von Steinkohleflözen begann im
hohen Namurium B (Kaisberg-Formation) und
endete im Westfalium D. In dieser Zeit wurden
rund 300 Flöze gebildet mit Mächtigkeiten von
wenigen Zentimetern bis zu einigen (maximal
ca. 6) Metern. Die Kohlebildung erreichte ihren
Höhepunkt im Westfalium A und B. Hier beträgt
der Kohleanteil an der Gesamtschichtenmächtigkeit
mehr als 5 %, im Durchschnitt des
Gesamtprofils nur ca. 1,5 – 2 %.
Auslöser für die Entstehung ausgedehnter
Kohlenmoore im riesigen Vorlandbecken des
mitteleuropäischen Variscischen Gebirges mit
der Ausdehnung von Irland bis Polen waren
Plattentektonische Vorgänge: In der Karbon-
Zeit kollidierte Gondwana mit dem im Norden
gelegenen Old-Red-Kontinent Die während der
Kollision durch die Gebirgsbildung verdickte
und daher schwerere Erdkruste sank in den
Erdmantel ab und zog gleichzeitig das noch
ungefaltete nördliche Vorland – das heutige
Ruhrgebiet - mit in die Tiefe. Es entstand die
ca. West-Ost verlaufende variscische Vortiefe.
Sie nahm den Abtragungsschutt aus dem im
Süden aufsteigenden Variscischen Gebirge
auf, was infolge der zusätzlichen Auflast der
Sedimente zu einer verstärkten Absenkung der
Vortiefe führte.
Insgesamt steuerten neben dem Klima drei
Faktoren die Kohlebildung im Ruhrgebiet
(SÜSS 2005; SÜSS et al. 2002).
- die Absenkung der Vortiefe,
- die Materialzufuhr von Sedimenten durch
deltabildende Flusssysteme
- und Schwankungen des Meeresspiegels.
Der anfangs – im Namurium A – noch vollmarine
Ablagerungsraum entwickelte sich seit
dem Namurium B, von Süden nach Norden
fortschreitend, infolge hohen Sedimenteintrags
zu einem von Flussdeltas bestimmten
Schwemmland. Dort herrschten Süßwasserablagerungen
bei weitem vor, auf denen die
Sumpfwälder gediehen.
Die Kohlebildung setzte im späten Namurium
B mit der Schüttung der Sandsteine der Kaisberg-Formation
ein und dauerte bis in das
Westfalium D an. In diesem ca. 10 Mio. Jahre
währenden Zeitabschnitt entstand das rund
4000 m mächtige Steinkohlengebirge mit etwa
300 Torfschichten, aus denen die Kohlenflöze
hervorgingen.
Die Kohleführung des Steinkohlengebirges ist
am Südrand des Ruhrgebietes mit über 4 %
der Schichtenfolge am größten. Sie nimmt
nach Norden in Richtung auf das Münsterland
auf weniger als 2 % ab. Dieser Befund ist für
die Suche nach Lagerstätten von Bedeutung,
denn er besagt, dass im Norden generell mit
weniger und dünneren Kohlenflözen zu rechnen
ist.
Über den Sandsteinen der Kaisberg-Formation
im Namurium B bildeten sich die ersten dünnen
Kohlenflöze, von denen Flöz Sengsbank
das älteste abbauwürdige war.
In der folgenden Zeit des Namurium C konnten
sich am Südrand des heutigen Ruhrgebiets
und im Raum zwischen Dortmund und Hamm
eine Reihe, stellenweise auch mächtiger Kohlenflöze
bilden, während am Niederrhein und
im nordwestlichen Ruhrgebiet noch das Meer
vorherrschte. Unter diesen Steinkohlenflözen
hatten vor allem die Flöze Wasserbank, Hauptflöz
und Sarnsbank mit stellenweise 1-2 m
Mächtigkeit bergbauliche Bedeutung. Obwohl
sich die Torfmoore immer weiter nach Nordwesten
ausdehnen konnten, erfolgte aber ihre
Bildung immer dicht über dem Meeresspiegel.
Denn nahezu jedes Kohlenflöz des Namuriums
ist von marinen Sedimenten mit der kennzeichnenden
Fauna aus Goniatiten, Linguliden,
Muscheln und Wurmspuren bedeckt. Die nachlassende
Absenkung der Vortiefe während des
folgenden Westfaliums führte zunehmend zur
Auffüllung der Senke und einem immer geringer
werdenden marinen Einfluss, der sich nur
noch in vereinzelten marinen Horizonten bemerkbar
macht.
Neben der tektonischen Absenkung des Ablagerungsraumes,
die sich im langfristigen Mittelwert
auf weniger als 1 mm pro Jahr belief,
steuerten Meeresspiegelschwankungen den
Ablagerungsprozess. Sie wurden ausgelöst
durch die periodische Vereisung des Südkontinentes
Gondwana. Die Veränderungen des
Meeresspiegels waren vor allem im Westfalium
mit mehreren Millimetern pro Jahr ungleich
stärker als die tektonische Absenkung. Etwa
alle 100 000 Jahre und alle 400 000 Jahre
erlebte der Meeresspiegel Anstiege von mehreren
Zehnermetern bis maximal über 100 m.
Im Westfalium des Ruhrkarbons lassen sich
rund zehn bedeutende Meeres-Überflutungen
nachweisen, die durch eustatische Meeresspiegelanstiege
zu erklären sind. Die letzte
marine Ingeression erfolgte mit dem Ägirhorizont
an der Grenze Westfalium C / D.
Marine Horizonte werden daher seit langem
als Leithorizonte zur stratigraphischen Gliederung
der Schichtenfolge benutzt und die dazwischen
liegenden, jeweils mehrere Hunderte
Meter mächtigen Abschnitte von unten nach
oben nach Orten im Ruhrgebiet als Sprockhövel-,
Witten-, Bochum-, Essen-, Horst-,
Dorsten- und Lembeck- Formation bezeichnet.
Weitere wichtige Leithorizonte stellen vulkani-
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 3

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
schen Aschelagen, die sogenannten Kaolinkohlentonsteine
dar, die auf den intensiven
Vulkanismus im Hinterland zurückzuführen
sind. Sie sind heute als chronostratigrafische
Zeitmarken zahlreich in die karbonische
Schichtenfolge eingeschaltet.
Im flözführenden Oberkarbon ist eine zyklische
Abfolge von Kohlenflözen von sehr unterschiedlicher
Mächtigkeit zu beobachten, die
regelmäßig durch verschieden mächtige Sandstein
/ Tonstein - Folgen voneinander getrennt
sind. Diese Abfolge von grobkörnigen und
feinkörnigen Sedimenten sowie von Kohle wird
in der Fachliteratur als Zyklothem beschrieben.
Die Kohlenflöze stellen dabei keine Zeitmarken
im strengen Sinne dar. Beleg für diese These
sind vulkanische Aschen (Kaolinkohlentonsteine),
die als dünne Lagen spitzwinklig durch ein
Flöz setzen können. Ein und dieselbe Aschelage
kann dann innerhalb eines Kohlenflözes
oder auch mehrere Meter tiefer oder höher im
Nebengestein liegen. Kohlebildung und Ablagerung
von Sedimentgesteinen erfolgten daher
zeitgleich nebeneinander. Bevorzugte Bildungsorte
der Kohlenmoore waren Deltaebenen,
die von Flüssen und Flusssystemen in
das Meer vorgebaut wurden. Dieser Ablagerungsraum
war ständigen Veränderungen unterworfen.
Von rezenten Deltas wissen wir,
dass ein Fluss mit seinen Nebenarmen sich
einen neuen, kürzeren Weg zum Meer sucht,
wenn das Gefälle im unteren Flusslauf zu gering
geworden ist. Immer wieder baut daher
das Flusssystem ein neues Delta auf. Das
verlassene Delta mit seinen vermoorten Deltaebenen
empfängt kaum noch Sediment, sinkt
aber weiter ab und wird schließlich wieder vom
Meer überflutet. Damit wird die Moorbildung an
dieser Stelle für lange Zeit unterbrochen, und
die mehrere Meter dicken Torfschichten werden
von marinen Sedimenten überdeckt. Unterdessen
kann auf dem neuen Delta erneut
die Moorbildung mit der Entwicklung neuer
Torfschichten voranschreiten. Auf diese Weise
bildeten sich an verschiedenen Orten der Vortiefe
Torflager, die heute als zusammenhängendes,
einheitliches Flöz erscheinen, obwohl
sie zeitlich versetzt gebildet wurden.
Tektonischer Überblick
(nach DROZDZEWSKI & WREDE 1994)
Die tektonischen Strukturen des Ruhrkarbons
sind durch den intensiven Steinkohlenbergbau
sehr detailliert bekannt geworden. Im Gegensatz
zum übrigen Schiefergebirge, in dem sich
die Beobachtungsmöglichkeiten weitgehend
auf die Gesteinsaufschlüsse an der Erdoberfläche
beschränken, erlauben hier die über ein
Gebiet von über 100 x 50 km Ausdehnung
flächendeckend vorhandenen und teilweise
fast 2000 m tief reichenden Bergbauaufschlüsse
eine drei dimensionale Betrachtung
des Gebirgskörpers. Hierdurch ist es gelungen,
Regelmäßigkeiten des Gebirgsbaus zu erkennen,
die andernorts, in Ermanglung geeigneter
Aufschlüsse nicht feststellbar sind.
Das Ruhrkarbon markiert den nördlichen Außenrand
des Variscischen Gebirges: Die orgogene
Einengung beträgt am Südrand des
Ruhrkarbons rund 50 %. Dieser Wert nimmt
allmählich nach Nordwesten hin ab, so dass im
nördlichsten Ruhrgebiet, im Gebiet der Lippeund
Raesfelder Mulde, die Einengung nur noch
weniger als 10 % oder 5 % beträgt und dort
der Außenrand des Variscischen Gebirges
erreicht ist.
Die Faltenachsen des Ruhrkarbons streichen
überwiegend in SW-NE-Richtung und lassen
sich oft über viele Kilometer oder Zehner-
Kilometer verfolgen. Die Faltenachsen liegen
nicht horizontal, sondern sind einer Querwellung
unterworfen, so dass quer zum Faltenbau
verlaufende Achsenhochlagen („Achsenkulminationen“)
und Tieflagen („Achsendepressionen“)
zu unterscheiden sind. Diese Achsenwellung
ist von bemerkenswertem Einfluss auf
den Faltenbau: In den Achsenkulminationsbereichen
bilden die Hauptsättel breite Antiklinorien,
während die Hauptmulden eng spezialgefaltet
sind. In den Achsendepressionsbereichen
verhält es sich umgekehrt: Breiten, wenig
gegliederten Hauptmulden stehen schmale
Hauptsättel gegenüber.
In vertikaler Richtung ist der Stockwerkbau der
Faltung auffällig. Liegen in den Hauptmulden
nahe der Oberfläche die Schichten oft über
mehrere Kilometer Muldenbreite annähernd
flach, um dann in den begrenzenden Hauptsätteln
steil und spitz aufgefaltet zu sein, so stellen
sich zur Tiefe hin im Muldenbereich immer
mehr Einzelfalten ein, während die Intensität
der Faltung in den Hauptsätteln abnimmt. In
den strukturell tieferen Bereichen ist daher die
Gliederung in Hauptsättel und –Mulden weitgehend
aufgehoben. Vereinfacht gesagt, steht
einem oberen Stockwerk mit wenigen Falten
großer Spannweite und Faltenhöhe ein tiefes
Stockwerk gegenüber, in dem zahlreiche, aber
weniger große Falten auftreten. Zwischen diesen
beiden Stockwerken liegt ein Übergangsbereich
mit starker Überschiebungstektonik, in
dem Volumendefizite oder -Überschüsse ausgeglichen
werden, die sich durch diese Veränderungen
im Faltenbau ergeben. Genauere
Untersuchungen haben gezeigt, dass die orogene
Einengung in allen drei Stockwerken
jeweils gleich ist. Die Stockwerke sind nicht an
bestimmte stratigraphische Niveaus gebunden;
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 4

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
ihre Verteilung steht vielmehr im Zusammenhang
mit der Achsenwellung. Vermutlich ist der
Stockwerkbau daher eine Folge der bei der
Faltung herrschenden, von Ort zu Ort unterschiedlichen
Auflast.
Während die zahllosen kleineren Überschiebungen
des Ruhrkarbons als Ausgleichsflächen
in diesen Stockwerksbau der Faltung
einbezogen sind, dienen die großen Überschiebungen,
die die Hauptmulden jeweils auf
ihren Nord- und Südflanken begleiten, dem
Abbau von Materialüberschüssen, die sich bei
fortschreitender Einengung in den Muldenbereichen
bilden. Die Anordnung der großen
Überschiebungen im Ruhrkarbon mit nordgerichteten
Überschiebungen auf den Muldennordflanken
und südgerichteten auf den Südflanken
deutet ebenso wie das Vorherrschen
von aufrechten Falten auf eine höhere Symmetrie
des Gebirgsbaus hin, als sie weiter
südlich im Rheinischen Schiefergebirge mit der
meist vorherrschenden Nordvergenz von Falten
und Überschiebungen vorliegt. Die hervorragenden,
dreidimensionalen Aufschlüsse im
Ruhrgebiet haben es ermöglicht, die komplizierten
Beziehungen zu entschlüsseln, die
zwischen dem Faltungsgrad der Schichten und
der Geometrie der Überschiebungen bestehen,
die im Zusammenhang mit der Faltung entstehen,
und dann in den weitergehenden Faltungsprozess
einbezogen werden.
Eine Analyse der Bruchtektonik des Ruhrkarbons,
d.h. der Querstörungen zum Faltenbau
und der stärker Ost-West oder Nord-Süd streichenden
Diagonalstörungen, hat gezeigt, dass
sie ganz überwiegend jünger ist, als die Variscische
Gebirgsbildung. Die meisten der Störungen
bildeten sich erst im Perm, in der Trias
oder noch später als Auswirkung der saxonischen
und alpidischen Orogenese. Es ist
wahrscheinlich, dass das Verteilungsmuster
dieser Störungen eine Reaktion auf die Struktur
des Untergrundes ist: Dort, wo der Untergrund
durch die variscische Faltung des Rheinischen
Schiefergebirges verdickt und versteift
wurde, konnten sich weniger Brüche ausbilden,
als in den nur noch schwach gefalteten
Gebieten des nördlichen Ruhrgebiets.
Exkursion (05.Mai 2012)
Aufschluss 1
Gevelsberg, Bahneinschnitt am Silscheder
Tunnel
(GK 4609 Hattingen, R 25 92 400 H 56 91 150)
(nach WREDE 2010)
Der stillgelegte Silscheder Eisenbahntunnel
schafft, zusammen mit seinen nördlichen und
südlichen Voreinschnitten ein rund 1 km langes
Profil senkrecht zum Schichtstreichen. Das
Profil wurde zuerst von BÄRTLING (1925) beschrieben.
Im Jahr 1930 wurde dieser Aufschluss
zum Richtschichtenschnitt der “Magerkohlen-Schichten”
(entsprechend der Sprockhövel-Formation
(Namurium C) und der Kaisberg-Formation
(Namurium B)) erklärt
(OBERSTE-BRINK & BÄRTLING 1930). Neuere
Beschreibungen des Aufschlusses liegen vor
von ROSENFELD (1960) und WREDE (2000).
Bedingt durch Spritzbetonausbau sind die
Aufschlüsse im Tunnel selbst nicht mehr zugänglich.
Die Gesteinsfolge im südlichen Voreinschnitt
ist dagegen sehr gut aufgeschlossen.
Hier tritt eine komplexe Falten- und Überschiebungstektonik
auf mit dem „Berghaus-
Wechsel“, einer Überschiebung von über 100
m bankrechtem Verwurf (Abb. 1). Der hier
aufgeschlossene Baustil stellt den Übergang
dar von einer faltentektonisch dominierten
Tektonik, wie sie weiter östlich vorherrscht
(Aufschluss 2 „Hagen-Vorhalle“) und einer von
Überschiebungen bestimmten Tektonik, die
weiter westlich nachgewiesen wurde (WREDE
2000).
Abb. 1: Das Profil am Silscheder Tunnel
Eine mehr als 10 m mächtige Sandsteinbank
entspricht dem „Grenzsandstein“ an der Basis
der Kaisberg-Formation. Dieser Sandstein wird
als früheste größere Deltaschüttung im Subvariscikum
interpretiert und markiert den Übergang
von der marinen zur paralischen Fazies
(Abb. 2). Einzelheiten der Stratigraphie am
Übergang vom “Flözleeren” zum “Flözführenden”
Karbon werden auch am Aufschluss 3
(„Schiffswinkel”) diskutiert.
Die Aufschlüsse am Silscheder Tunnel sind
eingetragenes Naturdenkmal und werden im
Rahmen eines „Geotop-Paten-Programms“
des GeoPark Ruhrgebiet durch ehrenamtliche
Helfer regelmäßig gepflegt (MÜGGE et al.
2006).
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 5

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
Die große Bedeutung des Steinbruchs Hagen-
Vorhalle liegt jedoch im Fossilinhalt der hier
aufgeschlossenen Schichten: Zweifellos ist
dieser Aufschluss der bedeutendste Fundpunkt
für namurische Insekten und Arachniden weltweit
(Abb. 4). Bei systematischen Ausgrabungen
des Westfälischen Amtes für Bodendenkmalpflege
in Münster wurden in den 1990er
Jahren ungefähr 16.000 Fossilien geborgen,
darunter allein 16 Arten von geflügelten Insekten.
Abgesehen von sehr wenigen Einzelfunden
an anderen Lokalitäten sind dies die ältesten
Nachweise von Fluginsekten überhaupt
(BRAUCKMANN et al. 1993; HENDRICKS 2005).
Abb. 2: Bahneinschnitt am Silscheder Tunnel:
Grenzsandstein an der Basis der Kaisberg-
Formation (Namurium B).
Aufschluss 2
Ehem. Ziegeleigrube Hagen-Vorhalle
(GK 4610 Hagen, R 26 00 680, H 56 95 230)
(nach WREDE 2010)
Im Zeitraum von 1853 bis 1986 nutzten die
“Vorhaller Klinkerwerke“ in Hagen-Vorhalle die
Ton- und Siltsteine des Namuriums B („Ziegelschiefer-Formation“,
RIBBERT in WREDE 2005)
als Rohmaterial zur Herstellung keramischer
Produkte. Der sog. „Neue Steinbruch“, der im
rahmen der Exkursion besucht wird, wurde
1968 eröffnet (IMMENKAMP 2005).
In die Siltsteine sind hier zahlreiche Sandsteinbänke
von bis zu ca. 1 m Mächtigkeit
eingeschaltet. Als Ergebnis der variscischen
Orogenese sind die Schichten intensiv zu einem
beeindruckenden Sattel- und Muldenbau
gefaltet, der Teil des größeren Sattels von
Kabel ist, der sich seinerseits wiederum in der
Nordflanke des Remscheid-Altenaer Antiklinoriums
entwickelte (Abb. 3) Bemerkenswert sind
Kombinationen von entgegengesetzt einfallenden
Überschiebungen, die eine Einengung des
Gebirges bewirken, ohne dass dabei ein gerichteter
Transport erfolgt („Fischschwanz-
Strukturen“ DROZDZEWSKI & WREDE 1994;
WREDE 2005 a).
Abb. 3: ehem. Ziegeleisteinbruch Hagen-
Vorhalle: Faltenbau
Die meisten von ihnen zählen zu den Palaedictyoptera
mit Flügelspannweiten von bis zu
mehreren Dezimetern. Der Erhaltungszustand
der Fossilien ist oft exzellent, einige zeigen
noch Relikte eines ursprünglichen Farbmusters
auf den Flügeldecken. Darüber hinaus wurden
5 verschiedene Arachniden und 2 Arten von
Myriapoden entdeckt. Diese Funde von land
bewohnender Fauna wurde begleitet von reicher
Flora (Articulatae, Lycopsidia, Pteridophylla
and Coniferospida), aber auch von
Süßwasser- und marinen Organismen (z.B.
Bivalvia, Gastropoda, Cephalopoda und Fischreste).
Abb. 4: Namurotypus sippeli aus dem Namurium
B von Hagen-Vorhalle (Foto: L. KOCH)
Aufgrund dieses gemeinsamen Auftretens von
terrestrischen, fluviatil-limnischen und marinen
Spezies und der aus dem Gestein abgeleiteten
Sedimentationsbedingungen wurde der Ablagerungsraum
der Vorhaller Sedimente als eine
Bucht zwischen distributary channels eines
Flussdeltas interpretiert. Der Fluss lieferte
Pflanzenreste und Süßwasser-Organismen,
während die Salzwasser-Organismen vom
Meer her einwanderten. Innerhalb der Bucht
kam es zu einer Schichtung von Süßwasser
über dichterem Salzwasser, was eine gemeinsame
Einbettung von Organismenresten aus
beiden Milieus ermöglichte (RICHTER 2005;
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V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
SCHÖLLMANN 2005). Die Insekten könnten
durch Stürme eingetragen worden sein.
Nach Beendigung der Rohstoffgewinnung blieb
die weitere Entwicklung des Steinbruchs lange
offen: Unter mehrfach wechselnden Besitzverhältnissen
wurden Deponieprojekte, eine
Wohnbebauung und andere Projekte verfolgt,
aber keines realisiert. Mittlerweile wurde der
geowissenschaftlich bedeutsame Bereich sowohl
als Bodendenkmal nach den Denkmalgesetz
von NRW wie als Naturdenkmal nach dem
Landschaftsgesetz ausgewiesen. Wegen seiner
außerordentlichen paläontologischen Bedeutung,
seiner hervorragenden tektonischen
Strukturen und seiner Bedeutung für die regionale
Stratigraphie („Ziegelschiefer-Formation“ )
wurde der ehemalige Ziegeleisteinbruch Hagen-Vorhalle
2006 in die Liste der „Nationalen
Geotope“ der Akademie für Geowissenschaften
in Hannover aufgenommen (LOOK et al.
2007).
Aufschluss 3
Straßenprofil „Am Schiffswinkel“ bei
Herdecke
(TK 25: 4510 Witten, R 26 00 920, H 56 97
575)
(nach PIECHA et al. 2008)
Die Böschung der Betriebsstraße des VEW
Kraftwerkes am Nordufer des Hengsteysees
bei Herdecke erschließt ein gut 200 m langes
Profil, das den Übergang von der marinen
Fazies des „Flözleeren“ (Ziegelschiefer-
Formation, Namurium B) zur deltaischfluviatilen
Fazies des produktiven Karbons
(Kaisberg-Formation, oberstes Namurium B)
erkennen lässt (Abb. 5)
mit einer Wechsellagerung von sandigen
Schluffsteinen und dünnen Sandsteinlagen, in
die mehrere unreine kohlige Bänder von bis
gut 10 cm Mächtigkeit eingeschaltet sind. Es
handelt sich bei diesen Bändern jedoch nicht
um autochthone Flözbildungen, sondern um
allochthones, zusammen geschwemmtes
Pflanzenmaterial. Die Schichten gehören zur
Ziegelschiefer-Formation des Namurium B, die
eine marine, wenn auch sehr küstennahe Bildung
darstellt.
Die Schichten im Sattelkern werden von einem
System gegenvergenter Überschiebungen
verworfen, die eine sog. „Fischschwanz-
Struktur“ (DROZDZEWSKI & WREDE 1994) bilden
Es erfolgt dann auf sehr kurze Entfernung die
fast bruchlose Umbiegung der Schichten im
Faltenscharnier des Harkort-Sattels (Abb. 6).
In der anschließenden, mit 70 – 80° steil nach
SE einfallenden Faltenflanke tritt dann mit dem
etwa 10 m mächtigen Grenzsandstein die erste
mächtige Deltaschüttung des Flözführenden
Karbons auf. Traditionell wurde die Grenze
Namurium B / Namurium C (Ziegelschiefer-
Formation / Sprockhövel-Formation) an der
lithostratigraphisch markanten Basis dieses
Sandsteins definiert (z.B. HEDEMANN et al.
1971). Da das Erstauftreten von Goniatiten der
Gastrioceras-Zone, das für diese Grenzziehung
maßgeblich ist, aber erst etwa 180 m
höher im Profil im marinen Cremer-Horizont
belegt ist, wurde für den hier vorliegenden,
sandsteinreichen obersten Abschnitt des Namuriums
B die lithostratigraphische Einheit
„Kaisberg-Formation“ neu eingeführt (WREDE
2003).
Abb. 5: Profilskizze der Schichtenfolge „Am
Schiffswinkel“ in Herdecke: Übergang Ziegelschiefer-Formation
/ Kaisberg-Formation (Namurium
B)
Aufgeschlossen sind der Südteil des „kofferförmigen“
Harkort-Sattels und die anschließende
Hiddinghäuser Mulde (BRAUCKMANN et
al. 1993), Spezialfalten innerhalb der Herzkämper
Hauptmulde des Ruhrkarbons. Das
Profil beginnt im flach gelagerten Sattelkern
Abb. 6: Umbiegung der Harkot-Sattels „Am
Schiffswinkel“ in Herdecke
Der Schüttungskörper des „Grenzsandstein-
Deltas“ wurde erneut überflutet, wie eine weitere
Schluffsteinabfolge erkennen lässt. Mit dem
etwa 20 m mächtigen, dickbankigen, z.T. geröllführenden
Kaisberg-Sandstein tritt uns dann
eine weitere Deltaschüttung entgegen. Auch
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 7

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
dieser Schüttungskörper wurde rasch wieder
überflutet: Im Hangenden dieses Sandsteins,
bei km 1,27 der Straße, wurde ein Foraminiferen-führender
Horizont nachgewiesen, der
dem marinen Bernhardt-Horizont (mit „Reticuloceras
superbilingue“) an der Typlokalität am
Kaisberg bei Hagen entsprechen dürfte. Erst
der nächst folgende Sandsteinkörper, der
Sengsbänksgen-Sandstein, hat offenbar längerfristig
über den Meerespiegel gereicht, wie
eine schwache Durchwurzelung im Hangenden
erkennen lässt. Andernorts, so z.B. am etwa
2,5 km NE gelegenen Syberg, ist es sogar zur
Ausbildung eines mit 15 cm nur geringmächtigen
Kohleflözes (Flöz Sengsbänksgen) gekommen
(CRAMM & RÜHL 2007). Es tritt nun
eine Aufschlusslücke auf, in der sich die
Hangendschichten bis zum Flöz Sengsbank
verbergen. Das kleine Tal, das sich hinter dem
ersten Wohnhaus den Hang hinauf zieht,
zeichnet den Kern der Hiddinghäuser Mulde
nach, wie die gegenfallenden Schichten im
Anschluss daran erkennen lassen. Hier ist mit
dem Flöz Sengsbank und dem Sandstein im
Liegenden das erste weitflächig im Ruhrkarbon
verbreitete und zumindest örtlich bergbaulich
genutzte Steinkohlenflöz aufgeschlossen. Mit
der Schüttung des „Sengsbank-Sandsteins“
hatte sich der Übergang von der marinen Fazies
des „Flözleeren“ zur deltaisch-fluviatilen
Fazies des „Flözführenden“ vollzogen. Der
restaurierte Stollen „Gotthilf“ weist auf einen
von 1822 bis 1846 erfolgten, wenig erfolgreichen
Abbau auf das hier etwa 50 cm mächtige
Flöz Sengsbank hin.
Aufschluss 4:
Steinbruch Rauen bei Witten-Gedern (TK
25: 4510 Witten, R 25 94 400 H 56 99 400)
(nach PIECHA et al. 2008)
Der ehemalige Sandsteinbruch schneidet von
Westen her den Wartenberg an und erschließt
ein etwa 200 m mächtiges Profil innerhalb der
Sprockhövel-Formation (Namurium C). Es
enthält fast alle wesentlichen Elemente, die für
das flözführende Silesium des Ruhrkarbons
typisch sind. Es handelt sich um einen Aufschluss
von überregionaler Bedeutung, der als
Naturdenkmal aus erdgeschichtlichen Gründen
geschützt ist. Er wurde bereits vielfach in der
Literatur beschrieben (z.B. DROZDZEWSKI 2001;
MÜGGE et al. 2005) und in den 80iger Jahren
insbesondere sedimentologisch bearbeitet
(CONZE 1984; CONZE et al. 1988). Seit Ende
des 18. Jahrhunderts bis nach dem 2. Weltkrieg
ist im Bereich des Steinbruchs und in der
östlichen Fortsetzung Steinkohlenbergbau
belegt. Abgebaut wurden die Flöze Neuflöz
und Wasserbank 1.
Auf der unteren Sohle des Steinbruchs gewinnt
man zunächst einen Überblick über die Gesamtsituation:
Der Aufschluss liegt auf der
Nordflanke des Kirchhörder Sattels, eines
Spezialsattels innerhalb der Wittener Hauptmulde.
Links fällt der Blick nach Nordosten auf
die hier querschlägig angeschnittene, sandsteinreiche
und kohleführende Abfolge von der
Flözgruppe Wasserbank bis zum Neuflöz-
Sandstein (Abb. 7).
Abb. 7: Steinbruch „Rauen“, Witten-Gedern:
Sandsteine im Bereich der Flöze Neuflöz –
Wasserbank
Vor dem Betrachter liegt eine große, mit etwa
50° nach NW einfallende Schichtfläche aus
dem Bereich des „Hinnebecke-Horizonts“ mit
Wellenrippeln (Abb. 8). Sie wird im Westen von
einer westfallenden Abschiebung (Verwurf ca.
70 m mit zusätzlicher Horizontalkomponente)
begrenzt, deren chaotisch gelagerte Störungszone
gut aufgeschlossen ist. Auf der oberen
Sohle lässt sich dann die vollständige Schichtenfolge
von Flöz Gottessegen bis Flöz Wasserbank
im Detail studieren.
Abb. 8: Schichtfläche des Hinnebecke-
Horizonts mit Wellenrippeln
Die stratigraphische Abfolge lässt sich in
mehrere Zyklen gliedern (Abb.9). Jeder Abschnitt
beginnt im Prinzip mit einer klastischen
Abfolge und endet mit Moorbildungen.
Die Mächtigkeit der einzelnen Abschnitte
beträgt zwischen 15 m und 30 m. Es treten
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 8

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
sowohl Zyklen mit einer Kornvergröberung
von unten nach oben auf als auch Zyklen mit
einer Kornverfeinerung. Die „coarseningupward“-Sequenzen
reichen von marinen
Tonsteinen bis zu deltaischen Sandsteinen
und limnischen Schluffsteinen mit Wurzelböden
und Kohleflözen. Die „fining-upward“-
Sequenzen reichen von grob- bis feinkörnigen
Rinnensedimenten bis zu Auenbildungen
mit Kohleflözen. Die Paläoschüttungsrichtungen
der fluviatilen Rinnensandsteine
weisen auf einen Sedimenttransport von Ost
nach West. Beide Profilentwicklungen beschreiben
die Sedimentation im südlichen
Ruhrbecken, der gekennzeichnet ist durch
den raschen Wechsel von marinen Ingressionen
und deltaischen und fluviatilen Faziesräumen
mit dem jeweils typischen Fossilinhalt.
Das Profil der oberen Sohle beginnt mit den
Siltsteinen und Sandsteinen im Liegenden von
Flöz Gottessegen. Über dem unreinen und hier
nicht bauwürdigen Flöz Gottessegen erfolgte
eine marine Ingression. In den feinkörnigen
Tonsteinen sind spärlich marine Fossilien (Lingula,
Grabgänge von Planolites ophtalmoides)
zu finden. Die marinen Tonsteine werden mit
scharfer Grenze überlagert vom Sandstein
unter Flöz Besserdich. Er ist im unteren Teil
parallelgeschichtet, im höheren schräggeschichtet.
Dort deuten Gezeitenbündel auf
Gezeiteneinfluß (Watt- bzw. Prielbildungen)
hin.
Der Wurzelboden im Liegenden von Flöz Besserdich-Unterbank
ist in einer größeren
Schichtfläche mit zahlreichen, bis zu 1 m langen
Stigmarien aufgeschlossen. Bei den Stigmarien
handelt es sich um die Wurzelorgane
von der Lepidodendren (Schuppenbäume), die
im Sediment flach ausgebreitet sind, der Verankerung
dienten und umfangreiche Durchlüftungsgewebe
aufwiesen. Flöz Besserdich-
Unterbank ist nur wenige cm mächtig, und
auch Flöz Besserdich-Oberbank ist nur geringmächtig.
In seinem Hangenden stehen
eben geschichtete Ton- und Siltsteine mit marinen
Fossilien (Goniatiten, Linguliden, Muscheln)
und Lebensspuren (Planolites
ophthalmoides) an. Die Exkursionsroute biegt
im Hangenden von Flöz Besserdich aus der
querschlägigen in die streichende Richtung.
Hier sind auf einer großen Schichtfläche Pflaster
nichtmariner bis brackischer Muscheln
(Carbonicola lenicurvata, Naiadites hibernicus)
zu beobachten (Abb. 10).
Die feinklastische marine und brackische
Schichtenfolge im Hangenden von Flöz Besserdich
schließt nach oben mit sandigen Sedimenten
ab, deren schwache Durchwurzelung
(Hinnebecke-Niveau) eine erneute Verlandung
anzeigt. Der nun folgende marine Hinnebecke-
Horizont mit Goniatiten (Donetzoceras sigma)
und Muscheln ist hier nur rund 3 m mächtig
und wird erosiv vom Neuflöz-Sandstein überlagert.
Abb. 9: Schichtenfolge im Steinbruch „Rauen“,
Witten-Gedern(aus BRAUCKMANN et al.
1993)
Abb. 10: Fossilhorizont mit Carbonicola lenicurvata
Die mächtigen marinen Sedimente über den
Flözen Gottessegen, Besserdich und Hinnebecke
belegen für diesen Schichtenabschnitt
insgesamt ein Ablagerungsmilieu vorwiegend
in küstennahen Becken und Buchten. Auch die
beschriebenen fluviatilen Sandsteine mit ihren
Gezeiteneinflüssen belegen ein Milieu in Meeresnähe,
beispielsweise in Flußästuaren.
Es folgt nun die hohe Wand des Neuflöz-
Sandsteins, der deutlich erosiv in die unterla-
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 9

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
gernden Schichten des Hinnebecke-Horizontes
eingreift. Der Hinnebecke-Horizont ist normal
15 – 20 m mächtig, davon sind hier jedoch
infolge der Erosion durch den Neuflöz-
Sandstein nur etwa 3 m erhalten. Dieser erosive
Kontakt des fluviatilen Neuflöz-Sandsteins
deutet auf einen rasch absinkenden Meeresspiegel
hin. In dessen Folge schnitten sich die
Flüsse aus dem Hinterland tief in den Beckenuntergrund
ein und erodierten Teile der zuvor
gebildeten Sedimente.
Die mehrere Zehnermeter mächtigen Sandsteine
sind überwiegend großrippelgeschichtet
und planar bis flach trogförmig schräggeschichtet,
zeigen häufig Rinnenbildungen,
erosive Kontakte und führen bereichsweise
Kieslagen sowie häufig grobe Treibhölzer. Am
Fuß der Felswand steht das so genannte
Sandflöz-Niveau an, ein Sand-Ton Gemenge
mit vielen kohlig erhaltenen Treibholzresten.
Es füllt Hohlräume des Unterlagers aus und
wird z. T. vom hangenden Teil des Neuflöz-
Sandsteins erodiert. Über dem Sandstein liegt
Flöz Neuflöz, das vor der Anlage des Steinbruchs
von der Zeche Bergmann abgebaut
wurde. Die ursprüngliche Kohlemächtigkeit von
ca. 0,5 m ist direkt unter der Steinbruchoberkante
noch erkennbar, der darunter gelegene
Abbauhohlraum hat sich mittlerweile wieder
weitgehend geschlossen. Ein Schienenrest,
der aus der Steinbruchwand ragt, ist ein deutliches
Relikt des früheren Bergbaus.
Das Flöz wird erneut von einem Sandstein
überlagert, der zur Flöz- und Sandsteingruppe
Wasserbank überleitet. Flöz Wasserbank 1 ist
ebenfalls weitgehend abgebaut. Die Grenze
zwischen anstehender und abgebauter Kohle
lässt sich von der unteren Steinbruchsohle aus
deutlich erkennen. Der Wurzelboden unter
Flöz Wasserbank 1 bildet eine große freiliegende
Schichtfläche voller Stigmarien
(Abb.11). Über dem Flöz Wasserbank 1 folgen
3 m Auensedimente mit zahlreichen Pflanzenresten
und eine dünne Kohlelage. Über einem
weiteren, ca. 10 m mächtigen fluviatilen Sandstein
liegen dann die dünnen Kohleflöze Wasserbank
2 und 3.
Im Gegensatz zu dem stärker marin beeinflussten
Abschnitt von Flöz Gottessegen bis
Hinnebecke ist der jüngere Schichtenabschnitt
vom Neuflöz-Sandstein bis zu den Wasserbank-Flözen
einem eher fluviatilen Environment
zuzuordnen.
Abb. 11: Wurzelboden unter Fl. Wasserbank 1
Exkursion (05. Mai 2012)
LWL-Industriemuseum „Zeche
Nachtigall“ und Steinbruch Dünkelberg
Die Tagung der Subkommission für Karbonstratigraphie
2012 findet statt im LWL-
Industriemuseum „Zeche Nachtigall“ in Witten.
Dieses Industriemuseum wird z.Zt. auch als
zentrales Informationszentrum des GeoParks
Ruhrgebiet ausgebaut. Die Zeche Nachtigall
war eine der ältesten Tiefbauzechen im Ruhrgebiet
und wurde bereits Ende des 19. Jahrhunderts
wieder stillgelegt. Auf dem Gelände
siedelten sich dann ein Ziegeleibetrieb und
Sandsteinbrüche an, die die Tonsteine und
Sandsteine der hier anstehenden Witten-
Formation (Westfalium A) nutzten. Für die
Ziegelei fand zeitweilig noch ein Nachlesebergbau
auf Steinkohle statt. Das Industriemuseum
thematisiert diese verschiedenen wirtschaftlichen
Nutzungen („Drei Rohstoffe aus
einem Berg“) und schafft mit den zugänglichen
Untertage-Aufschlüssen des Nachtigallstollens
und des erst kürzlich wieder aufgewältigten
Dünkelberg-Stollens und dem angrenzenden
Steinbruch Dünkelberg im Muttental
ein hervorragendes Ensemble von geologischen
Aufschlüssen, die ebenfalls in die Liste
der „Nationalen Geotope“ aufgenommen wurden
(LOOK et al. 2007). Durch das Muttental
verläuft ein 9 km langer bergbaugeschichtlicher
Lehrpfad mit zahlreichen geologischen
und montanhistorischen Sehenswürdigkeiten
(KOETTER 2001). Dieser Weg ist Teil der Geo-
Route Ruhr, einem vom GeoPark Ruhrgebiet
geschaffenen, insgesamt ca. 300 km langen,
zusammenhängenden Netzwerk von geologischen
und bergbaugeschichtlichen Wanderwegen
im südlichen Ruhrgebiet (MÜGGE-
BARTOLOVIĆ 2011; WREDE & MÜGGE-
BARTOLOVIĆ 2012).
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 10

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
LWL-Industriemuseum Zeche Nachtigall
(TK 25: 4509 Bochum, R 25 91 400, H 57 00
150)
(nach DROZDZEWSKI & KOETTER 2008)
Das Westfälische Industriemuseum informiert
an seinem Standort Zeche Nachtigall Tiefbau
über die Entwicklung des Bergbaus im Ruhrtal
(Titelbild). Das Bergwerk entwickelte sich aus
einer 1714 erstmals erwähnten Kleinzeche. Sie
ging 1832 vom Stollenbau zum Tiefbau über
und setzte dabei auch Dampfmaschinen zur
Wasserhaltung und Kohlenförderung ein. Im
Maschinenhaus steht eine der ältesten Dampffördermaschinen
(1887) des Reviers, die regelmäßig
vorgeführt wird.
Auf dem Museumsgelände befindet sich im
Bereich des Schachtes Herkules, dessen
Schachtöffnung restauriert ist, der Ringofen
der Ziegelei Dünkelberg. Die Verbindung zwischen
der Ziegelei und dem Rohstoff lieferrnden
Steinbruch stellte der Nachtigallstollen her.
Dieser Stollen ist 130 m lang und als Besucherbergwerk
eingerichtet (Abb. 12). Dort sind
verschiedene bergmännische Ausbau-Arten
und die im Steinbruch aufgeschlossene
Schichtenfolge zu sehen. Im nördlichen Teil
zweigt vom Hauptstollen eine Flözstrecke im
Flöz Mentor ab. Hier kann der Besucher die
Arbeitsbedingungen im Kohlebergbau vergangener
Tage erleben.
einfällt. Der Aufschluss liegt an der Nordflanke
des Herbeder Sattels.
Ganz an der Basis der Steinbruchwand findet
sich im Osten des Aufschlusses am Mundloch
des Dünkelberstollens ein Restpfeiler des
sonst vollständig abgebauten 1,5 m mächtigen
Flözes Geitling 1 an (Abb. 14).
Abb. 13: Steinbruch Dünkelberg
Darüber folgt im Profil ein ca. 10 m mächtiger
Abschnitt einer tonig-siltigen Abfolge, die nach
oben in eine rhythmische Wechsellagerung
von feinsandigen Silt- und Feinsandsteinen
übergeht. Sie enthält eine auffallend gelb verwitternde
vormals Fe-ankeritisch zementierte
Sandsteinbank. Dieser Abschnitt wurde auf der
Überflutungsebene oder in einer Lagune abgelagert
und ist nach oben hin gezeitenbeeinflusst
(CONZE et al. 1988).
Abb. 12: Situationsplan der Aufschlüsse im
Bereich des Steinbruchs Dünkelberg
Ehemaliger Ziegeleisteinbruch Dünkelberg
(TK 25: 4509 Bochum, R 25 91 300, H 56 99
900).
(nach DROZDZEWSKI & KOETTER 2008)
Einen Überblick über den Steinbruch bekommt
man ehesten von der gegenüberliegenden
Talseite (Abb. 13). Markant tritt an der Steinbruchoberkante
der Finefrausandstein hervor.
Der Sandstein überlagert direkt das dünne
Kohleflöz Mentor. Im mittleren Teil des Steinbruchs
verwerfen Querstörungen die Schichtenfolge,
die mit 20° nach Nordwesten hin
Abb. 14: Flöz Geitling 1 am Mundloch des
Dünkelbergstollens
Der darüber folgende Abschnitt ist eine ca. 20
m mächtige tonige Folge, die von anfänglich
marinen zu brackischen Sedimenten übergeht.
An seiner Basis liegt das Flözniveau Geitling 2
mit nur wenigen Wurzelresten. In der Nachbarschaft
ist Flöz Geitling 2 auch als dünnes Kohleflöz
entwickelt. Der schwach marine Geitling-
2-Horizont enthält hier marine Muscheln und
Subkommission für Karbonstratigraphie Jahrestagung 2012 in Witten 11

V. Wrede: Exkursion in den Nationalen GeoPark Ruhrgebiet
Wurmspuren von Planolites ophthalmoides
(dieser Horizont ist auch im neu aufgewältigten
Dünkelbergstollen aufgeschlossen). Dieser
Horizont belegt eine marine Überflutung, infolgedessen
möglicherweise die Ausbildung des
Kohleflözes Geitling 2 hier unterblieb. Nach
oben wird die Tonfolge von dem 0,3 m mächtigen
Flöz Mentor (Geitling 3) mit sandigem
Wurzelboden abgeschlossen. Den obersten
Abschnitt bildet der Finefrausandstein. Er ist
ein konglomeratischer Mittelsandstein. Der
Sandstein besteht aus Großrippellagen und
erosiven Trögen nach Art von verzweigten
Flusssystemen. Große Treibhölzer sind häufig.
Die Schüttung der Sandsteine erfolgte überwiegend
nach Westen.
Der Ablagerung des Finefrausandsteins ging
infolge Meeresspiegeltiefstands eine tiefgreifende
Erosion des Ruhrbeckens voraus, bevor
dann beim erneuten Meeresspiegelanstieg die
eingeschnittenen Täler mit Sanden und Kiesen
aufgeschüttet wurden. So hat WENDT (1965)
zwischen Bochum und Essen im Niveau des
Finefrausandsteins ein 20 m tief eingeschnittenes
und mehrere Kilometer breites Tal nachgewiesen.
Es verläuft etwa parallel der heutigen
Ruhr und hatte sich bis an das Liegende
von Flöz Mentor eingeschnitten. Das „Finefrau-
Tal“ wurde vollständig mit Sanden und Kiesen
aufgefüllt. Um so erstaunlicher ist, daß das
Flöz Mentor an der Basis des Finefrausandsteins
nirgendwo im Bereich des Steinbruchs
abgetragen wurde. Vermutlich war die
Zähigkeit des Torfes der Grund, warum trotz
starker Erosionskraft das Torfmoor weitgehend
erhalten blieb.
Der Finefrausandstein, der im Steinbruch Dünkelberg
die Bergkuppe bildet, liegt am Bergbaumuseum
auf der Nordseite des Berges im
Niveau des Zechenplanums und darunter.
(Abb. 15).
Abb. 15 Schnitt durch die Aufschlüsse im Bereich
der Zeche Nachtigall
Dort ist im Keller des Zechengebäudes auch
das stratigraphisch darüber liegende Flöz Finefrau
aufgeschlossen (Abb.16).
Abb. 16: Aufschluss von Flöz Finefrau mit darüber
liegenden Driftholzhorizont (Baumstamm)
im Keller der Zeche Nachtigall
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