Synsedimentäre Paläo-Vertisole im Oberjura des westlichen ... · Friedrich Bailly, Peter Felix-Henningsen, Horst Klassen & Siegfried Stephan Osnabrücker Naturwiss. Mitt. 26 2000

Osnabrücker Naturwissenschaftliche MitteilungenBand 26, S. 15–46, 2000

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Synsedimentäre Paläo-Vertisole im Oberjurades westlichen Wiehengebirges

Friedrich Bailly, Peter Felix-Henningsen, Horst Klassen & Siegfried Stephan

Kurzfassung: Als abschließende Glieder regressiver Sedimentationsphasen treten im westlichenWiehengebirge innerhalb oberjurassischer Sand-, Mergel- und Tonstein-Wechselfolgen „Bröckel-tonsteine“ auf, die sich durch große Mächtigkeit (bis über 10 m), homogene schluffig-tonige Textur,auffallend grobpolyedrische Struktur, glänzende, mit etwa 20°–40° Grad geneigte Gleitflächen(„Slickensides“) und domartige, einander randlich durchschneidende Aufwölbungs-Strukturen von1,5–3 m horizontaler Ausdehnung auszeichnen. Die in semiariden bis subhumiden Überflutungs-Landschaften gebildeten Sedimente wurden synsedimentär durch Peloturbation beeinflusst. Dieserklärt die teilweise extrem große Mächtigkeit der vertischen Merkmale. Mikromorphologisch zeigtdas Material deutlich ausgeprägte Bioturbations-Merkmale sowie Stress-Kutane. Erhöhte Tempe-raturen durch die Aktivität eines Plutons in der Kreide-Zeit scheinen eine Smektit-zu-Illit-Umwand-lung und eine diagenetische Kornvergrößerung bewirkt zu haben. Im Verlauf der synsedimentärenBodenbildung kam es zu einer deutlichen Kompaktierung, sodass Groß-Dinosaurier über die Flä-chen hinweg schreiten konnten, ohne tiefer als etwa 5 cm einzusinken. Im Quartär dürfte es zu teil-weise intensiver Eisen-Umverteilung, zum Eindringen von Ton in Spalten sowie zur Freilegung derbereits im Jura präformierten Polyeder („Bröckel“) gekommen sein.

Abstract:Synsedimentary Vertisols in Upper Jurassic sequences of the Wiehengebirge mountainrange (Northwest-Germany)Within Upper Jurassic sequences exposed in numerous profiles of the mountain range of „Wiehen-gebirge“ (Northwest-Germany), conspicuously uniform fluviatile sediments have been depositedas final sections of regressive, near-continental sedimentary cycles under semi-arid to subhumidconditions. Their layering is rather indistinct despite occasional thicknesses of 10 m and more. Ittends to fall appart in medium- to large-sized polyhedra – hence its conventional designation inGerman literature as „Bröckeltonstein“ („crumbly claystone“). The material exhibits shiny slicken-sides which form part of conspicuous dome-shaped aggregates following vertically in closedistance parallel to each other and rising concentrically to an inner top with inclination angles of20–40°. The horizontal size of such domes ranges from 1.5 to 3 m, and their shiny surfacesmarginally cut those of the neighbouring ones. The unexpected depth of these vertic features is incontrast to recent Vertisols and can be related to synsedimentary soil development. Initial verticstructures may have been repeatedly brought in deeper positions caused by repetitive burial underthin fluviatile sediments. Micromorphologically, the material exhibits strong indications of bio-turbation as well as stress cutans. High temperature caused by long lasting plutonic activity mayhave enhanced diagenetic smectite to illite transformation and grain size increase. Compaction incourse of synsedimentary vertisol genesis seems to have been adequate to enable great dinosaursto stride across such land surfaces leaving foot imprints of no more than 5 cm depth. In the courseof the Quarternary period, an intensive iron redistribution as well as clay illuviation within cracks andexposure of preformated polyhedrical structures („Bröckel“) caused by periglacial weathering pro-cesses seems to have taken place.

Key Words: Wiehengebirge, Jurassic sequences, Bröckeltonstein, Paleo-Vertisols, Dinosaur habitats

Friedrich Bailly, Peter Felix-Henningsen,Horst Klassen & Siegfried Stephan Osnabrücker Naturwiss. Mitt. 26 2000

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Autoren:Prof. Dr. F. Bailly, Eschebergstr. 81, D-34128 KasselProf. Dr. P. Felix-Henningsen, Institut für Bodenkunde und Bodenerhaltung, Heinrich-Buff-Ring 26,D-35392 GiessenDr. H. Klassen, Am Pingelstrang 64, D-49134 WallenhorstDr. S. Stephan, Institut für Bodenkunde, Nussallee 13, D-53115 Bonn

1 Einleitung

Zwischen Minden und Osnabrück treten indem langgestreckten Höhenzug des Wie-hengebirges Oberjura-Ablagerungen (Tab.1)an die Oberfläche. Nach Nordosten einfal-lende, harte Oxford- und Kimmeridge-Ge-steine bilden unter Einschluss der basalenKalksteine des Tithon (Gigas-Kalke) überden weichen Tonsteinen der obersten Dog-ger-Ablagerungen eine markante geomor-phologische Schichtstufe. Auch in drei Auf-wölbungen nördlich des Wiehengebirges(Limberg, Kalkrieser Berg, Gehn) treten dieAblagerungen des tieferen Malm an dieOberfläche (Abb. 1).

Die Sand-, Ton- und Kalksteine sowie de-

ren Mischglieder weisen in ihrer Struktur undTextur auf eine Sedimentation im marinen bisbrackischen, teilweise sogar in einem fluvia-tilen Flachwasserbereich hin. Nicht zuletztanhand der Makro- und Mikrofauna ist dabeieine deutliche Zunahme der marinen Anteilenach Osten hin erkennbar. Dort finden sichauch in den Kimmeridge-Ablagerungen Am-moniten, die im Westteil des Wiehengebirgesund im Gehn nur aus den Heersumer Schich-ten und den Gigas-Kalken bekannt sind. Die-ser Rückgang des marinen Einflusses vonOsten nach Westen manifestiert sich eben-falls in einer auffälligen Abnahme der kalki-gen Ablagerungen und einem steigendenAnteil der sandig-tonigen Sedimente imwestlichen Wiehengebirge.

Abb. 1: Lage des Wiehengebirges zwischen Porta Westfalica und Bramsche

Synsedimentäre Paläo-Vertisole im Oberjura

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Tab. 1: Stratigraphie des Oberjura (Malm)(nach Gramann et al. 1997)

2 Bröckeltonstein –ein ungewöhnliches Sediment

2.1 Bisherige Beschreibung

Ursprünglich wenig Beachtung fand im Zu-sammenhang mit der allgemeinen ost-west-lichen Faziesverschiebung das Auftreten ei-nes ungewöhnlichen Gesteins. Es ist vomPorta-Westfalica-Bereich nur in Andeutun-gen bekannt, konnte allerdings im westli-chen Wiehengebirge sowie auf dem Kalkrie-ser Berg und im Gehn in mindestens zehnHorizonten nachgewiesen werden. Dort er-reicht es auch eine erhebliche Mächtigkeit,die im Einschnitt der Autobahn A 1 an derSchleptruper Egge in Wechsellagerung mitdünnbankigen, tonigen Schluff- bis Fein-sandsteinbänken 20 m übersteigt.

Lohmann (1909) erwähnt erstmalig diese„bröckeligen Tone“. Haack (1930, 1935) be-schreibt „kirschrote, bröckelige Mergel“,„bröckelige Sandschiefer und Sandsteine“sowie „polygonal zerfallenden Ton“. Imeyer(1926) spricht von „Bröckeltonen“, ein Be-griff, der von Schott (1930), Klüpfel (1931)und Klassen (1966, 1968, 1984) übernom-men wird.

Eine kurze Beschreibung des Gesteins fin-det sich erstmals bei Klassen (1968): „AlsBröckeltonstein wird ein polyedrisch bre-chender, meistens stark schluffiger Tonsteinbezeichnet. Mehrfach treten in ihm Sand-stein-Gerölle, in einem Fall sogar Kalkmer-gelstein-Gerölle auf“. Rumohr (1973) er-wähnt aus dem Gehn „gelblich-braune bisoliv-grüne ungeschichtete Bröckeltone, diesich seitlich mit gut geschichteten, tonigenFeinsandsteinen verzahnen“. Bemerkens-wert ist seine Beobachtung eines kontinuier-lichen Übergangs der liegenden Gesteine inden hangenden Bröckelton. Nauke (1975)definiert die Bröckeltonsteine als „starkschluffführende Tonsteine, die bei der Verwit-


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terung in polygonale Bröckchen von ca. 2–20mm Durchmesser zerfallen. Sie führen unre-gelmäßig begrenzte Schlieren und Nester mithohen Quarzanteilen unmittelbar neben ähn-lich geformten Partien, die fast ausschließ-lich Tonkomponenten führen. Das Sedimentwirkt stark durchbewegt. Unter dem Mikro-skop sind Deformations-Gefüge in den ton-reicheren Partien anhand der Lage der Mus-kovit-Blättchen deutlich zu erkennen“.

Diese weitgehend ungeschichtete Texturund der sich daraus ergebende polyedrischeZerfall (Abb. 2, unterer Teil) bei der Verwitte-rung unterscheidet die Bröckeltonsteinegrundsätzlich von den übrigen Sedimentender Malm-Zeit, die alle geschichtet und ge-bankt sind.

Hervorgehoben sei auch, dass in den typi-schen sandig-tonigen Bröckeltonsteinenbisher weder Makro- noch Mikrofossilien ge-funden wurden. Pflanzenhäcksel treten nursporadisch auf; Wurzelhorizonte sind ausden Malm-Horizonten nicht bekannt; Durch-wurzelungen sowie eine Bioturbation durchim Substrat lebende Organismen sind ma-kroskopisch nicht eindeutig nachweisbar.

Die von Klassen (1975) beschriebenen,anorganisch entstandenen Sideritsphäroidefinden sich massenhaft vor allem in dendurch organische Bestandteile dunkel ge-färbten, tonig-flaserigen Sandsteinen im Lie-genden der Bröckeltonsteine, selten in denBröckeltonsteinen, die im Oxford des westli-chen Wiehengebirges oft direkt im Hangen-den dieser Sandsteine auftreten.

In oberflächennahen Aufschlüssen sinddie Bröckeltonsteine in der Regel karbonat-frei. Allerdings werden sie in den Bohrkernenvor allem aus dem höheren Kimmeridge häu-fig als dolomitisch beschrieben. Ebenfallsdeutlich karbonathaltig sind Bröckeltonstei-ne des Oberen Kimmeridge in Wehrendorf.Dort sind sie südlich des Keramikwerkes „Ar-gelith“ ca. 15–20 m unter der ehemaligen

Abb. 2: Polyedrisch brechender Bröckeltonstein mit„Slickensides“ im Liegenden der Saurierfährten, Mit-telkimmeridge IIc (Höhe des Bildausschnitts etwa20 cm)Steinbruch südlich Barkhausen a.d.Hunte (Auf-schluss P3)

Oberfläche, wie sie vor Abbaubeginn be-stand, als festes Gestein rezent freigelegtworden.

Mehrfach wurden aus den Bröckelton-stein-Lagen „Sandstein-Gerölle“ (Klassen1968), „rundliche Gesteinskörper aus kiese-ligem Feinsandstein“ (Lorenz 1975) oder„Rutschkörper“ (Nauke 1975) erwähnt, de-ren Durchmesser meistens nur wenige Zenti-meter, in Barkhausen a.d.Hunte aber bis zu0,9 m erreicht. Die angeschliffenen Körperzeigen teilweise eine knäuelige und zerbro-chene Schichtung. Eine Gradierung inner-halb der Geröll-Lage ist nicht erkennbar.


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2.2 Geologische Deutungen

Alle bisherigen Versuche, die Entstehungdieser Bröckeltonsteine zu deuten, gehenaus von der besonderen Korngrößenzusam-mensetzung, die sich mikroskopisch durchein ungeregeltes Nebeneinander von Berei-chen mit hohen Tonanteilen und stark sandi-gen Partien auszeichnet. Nach Nauke (1975)führt „eine relativ rasche Ablagerung zu lok-ker gepackten, wassergesättigten Sedimen-ten, deren Gefüge bei Erschütterungen odergrößerer Auflast plötzlich zusammenbre-chen kann. Die „Kartenhaus-Strukturen“ derTonplättchen fallen zusammen und dieSchluffkomponenten verdichten sich. Diefreigesetzten Porenwässer verflüssigen dasSediment“. Schon geringfügige Hangnei-gungen sollen gleichzeitig die dabei auftre-tenden subaquatischen Gleitungen erleich-tern. Auf eine derartige intrastratale Rut-schung führt Klassen (1966) auch dieAuflösung von Schluff- und Feinsandstein-bänken aus dem Verband, deren Verfaltung,Auflösung in einzelne Gerölle und schließlichEinbettung in Bröckeltonstein mit Übergän-gen zu tonigen, flaserigen Schluff- bis Fein-sandsteinen zurück.

Nur durch Gleitvorgänge glaubt Klassen(1966) auch die Einbettung von cm-großenKalkgeröllen in Bröckeltonsteinen erklärenzu können, zumal die Kalksteine eindeutig imLiegenden der Bröckeltonsteine anstehen.Ebenfalls als Hinweis auf eine Gleitung pla-stischer Schluff- bis feinsandiger Tonmassendeuten Klassen (1966: Abb. 17) und Rumohr(1965: Abb. 5) die durch parallele Schleifspu-ren markierten Flächen in der Bröckelton-stein-Folge des Straßeneinschnittes der B68 am Penter Knapp. Dabei bleibt aber dieimmer wieder zu beobachtende, scheinbarrichtungslose Anordnung dieser Flächen un-geklärt, wie sie beispielhaft auch in denBröckeltonsteinen im Liegenden der Saurier-

fährten südlich Barkhausen zu beobachtenist (Abb. 2, mittlerer Teil). Dort sind auch wei-tere, für die Entstehungsdeutung des Brök-keltonsteins wichtige Phänomene sichtbar,wie sie gleichartig überall im westlichen Wie-hengebirge in Aufschlüssen mit Oxford- undKimmeridge-Sedimenten auftreten:1. Rote, tonige Gesteine treten fast aus-

schließlich als Bröckeltonstein auf, äu-ßerst selten als toniger Sandstein. Nichtzuletzt der Farbvergleich mit den übrigenMalm-Sedimenten spricht eindeutig füreine landnahe Entstehung dieser rotenAblagerungen. Der in Barkhausen im Lie-genden der Saurierfährten ohne jeglicheÄnderung der Gesteinstextur zu verfol-gende Farbumschlag von rot in gelbgrünmit roten Flecken und schließlich in grün-gelb und grünbraun dürfte auf eine se-kundäre Umwandlung des Hämatits hin-weisen. Ob die für die Bröckeltonsteineder Kimmeridge-Zeit typische grünbrau-ne bis olivgrüne Farbe immer auf einenderartigen Prozess zurückzuführen ist,muss in Betracht gezogen werden, zumalbei den Bröckeltonsteinen im Wiehenge-birge und in den Bohrungen graubrauneund rote Farben oft eng miteinander ver-knüpft sind.

2. Der feinstratigraphische Vergleich derAblagerungsfolge im MittelkimmeridgeI-II in den Aufschlüssen südlich Barkhau-sen und am Linkenberg südlich PreußischOldendorf (Abb. 3) bestätigt in mehrfa-cher Hinsicht die Vermutung einer land-nahen Entstehung der Bröckeltonsteine.Die beschriebenen roten Ablagerungenvon Barkhausen werden in Preußisch Ol-dendorf durch schwarzgraue, teilweiseschwach kalkige, flaserige Gesteine ver-treten, die als Sedimente eines kaumdurchströmten, schlecht durchlüfteten,flachen Gewässers zu deuten sind. DieMikrofauna aus den liegenden und han-


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Abb. 3: Feinstratigraphische Korrelation der Ablage-rungsfolgen im Mittelkimmeridge I-II in den Auf-schlüssen südlich Barkhausen a.d.Hunte (P3, Sau-rierfährten) (rechts) und am Linkenberg südlich Preu-ßisch Oldendorf (Nordwestflanke des Limberg-sattels) (links)

genden Kalkbänken beweist eindeutig,dass dieser Bereich dort im Vergleich zuBarkhausen landferner war (Klassen1970). Die angesprochene Vertretungvon Bröckeltonsteinen durch flaserigenSchluff- bis Feinsandstein ist insbeson-dere in den Steinbrüchen des westlichenWiehengebirges mit Oxford-Sedimentenimmer wieder als Faziesverknüpfung er-kennbar. Dabei endet die Folge fast im-mer mit den Bröckeltonsteinen.

3. Verbunden mit dem Bröckeltonstein sindoft tonige, feinsandige, kieselige Schluff-steine. Diese sehr harten, splittrig bre-chenden, so genannten „Tonkieselbän-ke“ lassen im Anschliff häufig eine deutli-che Kreuzschichtung erkennen (Abb. 4).Denkbar wäre ihre Deutung als Aufarbei-tungsprodukt der Bröckeltonsteine durchniedrig-energetische Fließgewässer. Ins-besondere dann, wenn die Bröckelton-steine in großer Mächtigkeit auftreten,wird das Gesteinspaket oft durch „Ton-kieselbänke“ – vor allem im Oxford, Unte-ren Kimmeridge und tiefen Mittelkimme-ridge – oder im höheren Kimmeridgedurch stark schluffige, tonige Feinsand-steinbänke, die meistens kalkig-dolomi-tisch sind, unterbrochen.

4. In Barkhausen (Abb. 3) wird die AbfolgeKalkstein-Tonstein-Sandstein überlagertvon Bröckeltonsteinen. Sie bilden alsoden Abschluss einer eindeutig regressi-ven Sequenz. Die im oberen Teil der Brök-keltonsteine auftretenden Tonkieselbän-ke mit den Fährtenplatten im Hangendensind dafür ebenfalls ein eindrucksvollerBeweis, der auch gestützt wird durch dieAussage von Haubold (1990), dass Sau-rierfährten-Horizonte häufig am Ende re-gressiver Phasen auftreten. Bei allen Vor-kommen der Bröckeltonsteine im Kim-meridge tritt nur diese Zuordnunginnerhalb der Sequenzabfolge auf. Auch


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Abb. 4: Kreuzschichtung in der Tonkieselbank mit den Saurierfährten.Steinbruch südlich Barkhausen a.d.Hunte (Aufschluss P3)Maße des Anschliffs: 9,3 x 4,7 cm

die immer gleichartige Faziesentwicklungder Oxford-Sedimente im westlichenWiehengebirge und im Gehn mit demÜbergang der marinen in weitgehend flu-viatile Ablagerungen und schließlich in dieüberlagernden Bröckeltonsteine erlaubtnur die Deutung einer zunehmenden Ver-landung.

Bröckeltonsteine sind allerdings nicht nuraus dem Anstehenden bekannt. Sie konnteninzwischen auch in verschiedenen Kernender im westlichen Niedersächsischen Bek-ken abgeteuften Bohrungen nachgewiesenwerden. Beispielhaft seien zwei Beschrei-bungen*) angeführt:

Bohrung Dickel-Kellenberg 151, Kern Nr. 5,1163–1181.0 m. Abschnitt i) 0,92 m(1171,43 m) Siltstein, dunkelgrau, tonig,

*) mit freundlicher Genehmigung der W intershall AG.

schwach feinsandig, Serizitschüppchen,Feldspat. Gestein mäßig hart, Bruch unre-gelmäßig splittrig, vereinzelt Harnischeund Risse.

Bohrung Dickel 7, Kern 1280.0–1283,5 m.Lage A) 0,4 m schwach dolomitischer Ton-stein, milde bis schwach feinstsandig,beige-grün-grau mit blutroten unregelmä-ßigen bis pfenniggroßen Flecken; schwachglimmerstaubig, etwas entkohltes Pflan-zenhäcksel. Bruch auffallend polygonalscharfkantig bis grobbrockig und Stein-mergelkeuper-ähnlich. Schichtung nichterkennbar.

Weiterhin ergab die Feingliederung einer Viel-zahl von Bohrungen in diesem Raum (Klassen1991) den Nachweis von Bröckeltonsteinenin den gleichen Horizonten in gleichartigerAusbildung und in der gleichen Faziesver-knüpfung wie im Wiehengebirge.


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Als Fazit der bisherigen geologischen Unter-suchungen bleibt festzuhalten, dass dieBröckeltonsteine im westlichen Niedersäch-sischen Becken unzweifelhaft als die land-nächsten Malm-Ablagerungen anzuspre-chen sind. Alle weitergehenden bisherigenDeutungsversuche ihrer Entstehung bleibenbislang jedoch unbefriedigend, da sie nurbesondere Teilaspekte betreffen, aber nichtdie Erklärung aller im Zusammenhang mitdem Vorkommen von Bröckeltonsteinen zubeobachtenden Phänomene erlauben. Voll-kommen vernachlässigt wurde bisher vor al-lem ihre offensichtlich großflächige, hori-zontbeständige Verbreitung, die eine Deu-tung der ungeschichteten Gesteinsstrukturallein als Ergebnis von sysnsedimentärenGleitvorgängen kaum vorstellbar erscheinenlässt.

3 Bodenkundliche Befunde

3.1 Beobachtungen im Gelände

Bröckeltonsteine (Abb. 5) zeichnen sichdurch eine Reihe charakteristischer Merk-male aus:Mächtigkeit: Die Mächtigkeit der Gesteins-

pakete schwankt zwischen einigen Dezi-metern bis wenigen Metern, erreicht aberauch über 10 m.

Textur: Das Gestein zeichnet sich makrosko-pisch durch eine auffallende Körnungs-Homogenität aus; es ist als tonigerSchluffstein bis schluffiger Tonstein anzu-sprechen. Es fehlen, zumindest visuell,meistens Merkmale, die auf eine texturelleSchichtung hindeuten. Selten sind unre-gelmäßig und unsortiert auftretendeSandstein-, ausnahmsweise auch Kalk-mergelstein-Partikel als geröllartige Bil-dungen anzutreffen, meist nur im cm-Be-reich.

Abb. 5: Aufschluss Büchter (P2) im Gehn (Wandhöhe vorne links etwa 7 m)


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Farbe: Das Material ist farblich sehr homo-gen. Es dominieren im allgemeinen gelbeFarben (z.B. 2,5Y, nach Munsell). Nur gele-gentlich treten in den basalen Teilen derBröckeltonsteine auch dunkelrötliche Far-ben (z.B. 2,5YR) auf. Der Übergang vongelben zu roten Farben erfolgt meist infleckiger Form. Die tiefsten Teile der Auf-schlüsse können unter rezentem Grund-wasser-Einfluss Reduktionsfarben besit-zen (z.B. grau N 4/0, grau 10Y 4/1 o.ä.).

Festigkeit: Das unverwitterte Gestein ist au-ßergewöhnlich zäh und fest. Im verwitter-ten („bröckeligen“) Zustand besitzt es hin-gegen eine Festigkeit mittlerer Stärke undist zwar nicht mit dem Spaten grabbar,aber meist mit der Spitzhacke leicht zer-legbar.

Bioturbation und Durchwurzelung: Makro-skopisch zeigt das Material keine Merk-

male ehemaliger Durchwurzelung und sel-ten Pflanzenreste oder Merkmale einerBioturbation (Tiergänge, Kot, etc.). InBarkhausen (P3) zeigt Graufleckung auchmakroskopisch eine intensive Bioturbati-on und organisches Material an. Außer-dem kann man den offenkundigen Zu-stand weitgehender Homogenisierung alsindirekten Hinweis auf die Auswirkungeneinstiger Bioturbation werten.

Struktur: Das Material weist eine auffallendeinheitliche Struktur auf. Es dominierengrobpolyedrische Aggregate (~2-5 cmDurchmesser), die schwach horizontal(Abb. 6) ausgerichtet sind und bei der Ver-witterung in kleinere Polyeder (~1 cm) zer-fallen.

Glänzende Gleitflächen: An senkrechtenProfilwänden sind meistens (wenn auchnicht in allen Aufschlüssen) kleine (5–10

Abb. 6: Polyedrische Struktur mit schwacher horizontaler Ausrichtung(Aufschluss P2)


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cm), glänzende Aggregat-Oberflächensichtbar (Abb. 2). Die Flächen wirken wiepoliert und besitzen in der Regel Riefen,wie sie bei Gleitbewegungen auftreten.Sie sind meist mit etwa 20-40° gegenüberder Ausrichtung der Bröckeltonstein-Schichtpakete geneigt. Die Merkmale äh-neln denen, die aus rezenten Vertisolen inForm der „Slickensides“ bekannt sind. DieFlächen sind oft durch spätere Eisen-Um-lagerung braun gefärbt. Insbesondere inden oberen Teilen der Aufschlüsse, dienicht unter dem reduzierenden Einflussvon rezentem Grundwasser stehen, sinddie Gefüge-Oberflächen in der Regeldurch auf- und eingelagertes Eisenoxidbraun gefärbt.

Domartige Aufwölbungsstrukturen: Untergünstigen Aufschluss-Verhältnissen wur-den auf Flächen mit einem geringen Einfal-len Strukturen freigelegt, auf denen die zu-vor genannten Slickensides im Zusam-menhang sichtbar werden (Abb. 7). Diedeutlich gerieften Flächen treten hier ingrößerer Ausdehnung (50–100 cm) auf,und besitzen ebenfalls Neigungen gegen-über der Ausrichtung des Gesamt-Schichtpaketes von vorwiegend 20–40°.Die geneigten Flächen laufen konzen-trisch auf einen erhöhten Mittelpunkt zu.Der Durchmesser dieser Aufwölbungenbeträgt oft 200 cm und mehr, und die Auf-wölbungshöhen liegen bei etwa 20–40cm. Im Gesteinsverband folgen – oft imAbstand von nur wenigen cm – die glän-zenden Gleitflächen übereinander undweitgehend parallel zueinander ausge-richtet. Randlich durchschneiden dieGleitflächen der einen Aufwölbungsstruk-tur die einer benachbarten Aufwölbung.Unter günstigen Aufschluss-Verhältnissensind die domartigen Aufwölbungen teil-weise auch an senkrechten Profilwändenim Querschnitt (Abb. 6) parallel übereinan-

der erkennbar. Die Aufwölbungs-Struktu-ren können sich über große vertikale Ab-stände im Gestein parallel übereinandererstrecken, in der Regel über die Gesamt-Mächtigkeit der Bröckeltonstein-Paketehinweg, das heißt also über Mächtigkeitenbis über 10 m.

Andere pedogene Merkmale: Mit bloßemAuge sind nur selten weitere pedogeneMerkmale nachweisbar. Auf die gelegent-liche Rotfärbung des Bröckeltonstein-Ma-terials (meist in den unteren Teilen derSchichtpakete) wird hier nicht ausführlicheingegangen. Die Tatsache, dass alle übri-gen Merkmale (insbesondere auch die zu-vor geschilderte Strukturbildung) in denrotgefärbten Bereichen in gleicher Weiseausgebildet sind wie in den gelb gefärbtenAbschnitten, könnte darauf hin deuten,dass das Material auf dem erodiertenFestland bereits einer Rotverwitterungausgesetzt war, in dieser Form transpor-tiert, als rotes Sediment abgelagert underst danach pedogen verändert wurde.Redoximorphe Veränderungen (Fe/Mn-Marmorierung o.ä.) in der Bodenmatrixselbst wurden nur mikroskopisch und alsuntergeordnete Merkmale festgestellt.

3.2 Analytische Ergebnisse

3.2.1 Standorte und Probenahme

An folgenden Standorten wurden Probenfür mikromorphologische, tonmineralogischeund chemische Untersuchungen entnommen:

P1: Steinbruch Fa. Hollweg, Kümpers &Comp., 1 km südl. von Ueffeln, Westranddes Gehns.TK 25, Blatt 3513 Bramsche, R 34 23 620,H 58 11 850.


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Abb. 7: Domförmige Aufwölbungsstrukturen (Aufschluss P2)


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Unter- bis Mittel-Oxford. Einfallen 15-20°nach Süden. Unter der rezenten Land-oberfläche bis zu 8 m Bröckeltonstein.Probenahme:P1-m: (Mitte) ~ 4,5 m u. Fl. – Gelblichbraun(2,5Y 5/3 )

P2: Steinbruch Fa. Büchter (Westseite), We-sterhausen, Gehn.TK 25, Blatt 3515 Bramsche, R 34 27 880,H 58 10 200.Mittlerer Teil des Ober-Kimmeridge. Ein-fallen < 10° nach Süden. Bis ca. 5 m u.Fl.Bröckeltonstein, gefolgt von einer < 1 mmächtigen, geröllführenden, nicht völligentkalkten, grobpolyedrischen Kalk-Schluffstein-Bank. Danach > 6 m Bröckel-tonstein (bis mindestens zur Abbaubasis),aus dem die Probenahmen erfolgten:P2-o: (Oben) 1,5 m unter der Bank. 7,5 m

u. Fl. – Gelblichbraun (2,5Y 5/3 )P2-m: (Mitte) 3 m unter der Bank. ~ 9 m u.

Fl. – Fleckig dunkelrot (10YR 3/4)und oliv gelbbraun (2,5Y 4/3)

P2-u: (Unten) 5 m unter der Bank. ~ 11 mu. Fl. – Graublau (N 4/0 bis 10Y4/1)

P2-x: (Einzelprobe, glänzende, dunkel-braune Oberseite eines grobenGefügekörpers)

P2-y: (zerfallende Einzelprobe, dunkel-braune Unterseite eines Gefüge-körpers)

P2-z: (Einzelprobe mit besonders aus-geprägter, dunkelbrauner Glanz-fläche auf der Oberseite eines gro-ben Gefügekörpers)

P3: Aufgelassener Steinbruch (mit den Sau-rierfährten) südlich Barkhausen a.d.Hunte(Gemeinde Bad Essen).TK 25, Blatt 3716 Melle, R 34 60 060, H 5793 910.Mittel-Kimmeridge II. Einfallen ca. 60°nach NE. Bröckeltonstein, im Hangenden1,7 m Wechsellagerung von Tonkieselbän-

ken (mit Saurierfährten) und Bröckelton-stein. Die derzeitige Saurierfährten-Hauptfläche befindet sich 70 cm oberhalbdes Kontaktes Bröckeltonstein/Kieselton-steinbänke. Probenahme (ca. 15 m u.Fl.):P3-o: (Oben) 1,15 m unter der Sau-

rierfährten-Hauptfläche. Gelblich-grau (2,5Y 6/1)

P3-m: (Mitte) 3,20 m unter den Sau-rierfährten. Fleckig dunkel gelb(2,5Y 6/4) und dunkel rötlich-braun (10R 3/3)

P3-u: (Unten) 4,10 m unter den Sau-rierfährten. Dunkel rötlichbraun(2,5YR 4/3)

3.2.2 Mikromorphologie

11 ungestörte, lufttrockene Proben wurdenmit Polyesterharz getränkt und durch Dipl.-Ing. Th. Beckmann, Schwülper, zu 3,5 cm x2,5 cm x 20 µm großen Dünnschliffen verar-beitet. Die Untersuchung erfolgte mit einemZeiss-Polarisationsmikroskop im Durchlichtund zwischen gekreuzten Polarisatorensowie im Auflicht bei maximal 625-facherVergrößerung. Die entwicklungsrelevantenMerkmale wurden in Tab. 2 zusammenge-stellt.

Folgende mikromorphologische Merkmalewurden angesprochen:Dominierende Korngrößen: Die Proben wur-

den entsprechend ihrer vorherrschendenKörnung geordnet, weil insbesondere dievertischen Erscheinungen an einen hohenTongehalt gebunden sind. Da Messwertenicht zur Verfügung standen und zudemnur Mittelwerte über größere Bereichedarstellen würden, wurde die Körnungnach dem mikroskopischen Bild ge-schätzt. In drei Proben von P2 wurden Re-ste von Sandschichten festgestellt, in dreianderen tonreiche Einschlüsse.


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Grobporen: Meist sind die Grobporen voll-ständig verschwunden, selten sind Restevon biogenen Poren oder Poren innerhalbder Eisenoxid-Adern erhalten, und zwarimmer < 1% der Fläche.

Organische Reste: Die Fe-Mn-Oxidfleckender Probe P3-m enthalten Formen, die wirals organogen ansehen. Auch die „rotenEisenlamellen“ zeigen Strukturen, die or-ganischen Resten (z.B. Blättern) ähneln,an denen der Hämatit liegen müßte. Daaber am Schliff der Hämatit nicht entferntwerden konnte und die Hämatitbildungdurch organische Substanz eher behin-dert wird, ist eine sichere Aussage hiernicht möglich.

Dunkelgraue Flecken der Matrix: Die Schliffezeigen ein mehr oder weniger deutlichesMosaik dunklerer und hellerer, oft grauerFlecken (Humus, vielleicht unter Beteili-

gung von Sulfid), die als komprimierte bio-gene Gefügeelemente anzusehen sind(Abb.8). In Probe P3-o sind die Fleckenlänglich verformt, was auf Peloturbationhinweisen kann (Stephan 1979).

Rote Eisenlamellen: In den Proben P2-z undP2-m fallen rote Schmitzen auf, die räum-lich wahrscheinlich als gewellte Lamellenvorliegen. Im Gegensatz zu den später ge-nannten braunen Eisenadern war keineBindung an Risse und keine weiträumi-ge Vernetzung festzustellen; stellenweisesind sie aus Einzelstücken zusammenge-setzt. Sie scheinen aus Hämatit zu beste-hen, aber es ist auch möglich, daß es sichum organische Reste handelt, die durchHämatit maskiert sind, wobei es ganz un-geklärt ist, wie sich Hämatit im Beisein vonorganischen Stoffen hätte ausbilden kön-nen. Rote Einzelpartikel kommen in den

Abb. 8: Durch Bioturbation graugefleckte Bodenmatrix(Probe P2-m, Durchlicht, Maßstab 0,5 mm)


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Tab. 2: Mikromorphologische Merkmale(Proben nach vorherrschender Korngröße geordnet, Merkmale nach vermuteter Entstehungsphase).

Symbole und Abkürzungen:– nicht beobachtet, r selten, + deutlich, ++ stark, ? Zuordnung unsicher*) Körnung: s, S sandig, Sand; l, L lehmig, Lehm; u, U schluffig, Schluff; t, T tonig, Ton**) Biotit-Verwitterung: a = fast vollständig bis c = mäßig, r = kaum Biotit

Zusätzliche Beobachtungen:(1) mit verlagerten Tonbröckeln, (2) schwacher Kontrast, (3) langgezogen, (4) mU-kleine Klümpchen zwischen

Sandkörnern, (5) zu welligen Adern zusammengesetzt, (6) + mit Fe-Imprägnierungsfront, (7) auch größereTonakkumulation

Ferner: Reste von Feinsandschichten in P2-z, P2-x und P2-r, tonreiche Einschlüsse in P2-y, P3-o und P1-m,Eisenoxid-Konkretionen (vermutlich aus Siderit) in P2-z sehr wenig, in P2-y mäßig; Grobschluff auf Aggre-gatwänden in P3-m. In P1-m ist Verkieselung angedeutet.

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P3-m T, fmU + + r + a r +++ r – – ++ + + –P2-z uT r ++ ++(5) ++ bc ++ ++ + – – r r + +P2-o fmU (1 ) – ++ r ++ c + +++ r + ++ r + – +P2-m fmU – ++ + + cr + +++ + + + – r r rP2-u fmU r + – + cr ++ ++ + + – – r + ?P3-u sU, T – ++ – + a/cr r ++ r – – ++ + + ++P2-y U – +(2) r + a + ++ r – – + +(6) + –P2-x sL r r r ++ b ++ + – – – r + + +P3-o lS, fmU – +(3) r + b ++ +++ – – – – + + +(7)P2-r lS , tU r + r ++ bc ++ + r – – – r + +P1-m S – ++(4) r + bc ++ ++ – – – r + + +

meisten Proben vor. Es wurden keineÜbergänge zu braunen und schwarzenFe-(Mn)-Oxiden gefunden, die neben ih-nen, aber mit Verbindung zu Poren, vor-kommen können. Daher bestand kein An-lass, diese roten Partikel mit den anderenEisenoxidkonzentrationen zusammenzu-stellen.

Muskovit: Kleine Partikel hellen Glimmerssind allgemein vorhanden und wurden mitbegutachtet. Sie sind in vielen Sedimen-ten häufig, widerstehen aber einer intensi-ven Silikatverwitterung nicht.

Biotitverwitterung: Selbst der empfindlichereBiotit ist nicht immer vollständig verwit-tert. Seine Verwitterungsprodukte sind alseine Quelle des doppelbrechenden, mobi-lisierbaren Tons anzusehen. Der Schliffvon P3-u, der auffällig dunkel rotbraun istund helle Flecken sowie locker erdigesGefüge besitzt, zeigt bei starken Vergrö-ßerungen zahlreiche Tonlinsen und viel Ei-senoxid, so dass man auf starke Biotitver-witterung schließen möchte.

Tonlinsen = abgegrenzte Ton-Mikroaggrega-te in der Matrix: Sie werden in der Literatur


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fälschlich auch als Tondomänen bezeich-net. Wie in vielen rezenten Böden, findetman auch hier oft Übergänge zu Glimmer-resten. Dennoch muss es sich nicht immerum das unmittelbare Produkt der Glim-merverwitterung handeln, und insbeson-dere zu Stresskutanen angeordnete Ton-linsen können Illit repräsentieren, der ausaufweitbaren Tonmineralen rückgebildetwurde.

Verlaufender doppelbrechender Ton in derMatrix: Zeigt die Mobilität des Tons an undkann z.B. aus Tonlinsen entstehen. Erkann unter bestimmten Bedingungen (hin-reichende Porosität, perkolierendes Was-ser, geeignete Ionenbelegung) lessiviertwerden, was aber hier weder erwartetnoch beobachtet wurde.

Stresskutane = Toneinregelung auf Scherflä-chen: Mobiler, doppelbrechender Ton inder Matrix wird durch Bewegung eingere-gelt, was vor allem auf Scherflächen zubeobachten ist (Abb. 9). Stresskutanesind in 3 Proben gut zu beobachten und inweiteren 5 Proben angedeutet. SolcheStresskutane sind in vertisolartigen Bödenregelmäßig vorhanden, aber nicht an die-se gebunden. Wo Stresskutane nebenein-ander auftreten, also nicht immer an der-selben Stelle entstanden sind, zeigen sie,dass die Matrix nicht starr ist und Pelotur-bation zuläßt (z.B. Probe P2-u).

Kalk in der Matrix: Das durch die ProbenP2-o, P2-m und P2-u repräsentierte Profilist kalkhaltig. Der Kalk ist in der Matrix ho-mogen verteilt und teils zu Flecken kon-zentriert. In Probe P2-m finden sich Gips-Kalk-Knoten bis 2,5 mm M, in P2-u einekleine Kalkknolle mit Gips in Hohlräu-men.

Kalkadern: Im Profil P2 findet man im oberenTeil (P2-o) starke, im mittleren Teil (P2-m)mäßige und unten keine Kalkadern. Dieserungewöhnliche Gradient kann durch Cal-

ziumbikarbonat-Eintrag aus einem han-genden Substrat oder durch oberflächen-nahe Kalkfällung in aridem Klima enstan-den sein. In Probe P2-o sind Scherflächenmeist durch Kalk markiert und nur aus-nahmsweise durch Ton.

Fe-(Mn-)Flecken: Konzentration brauneroder schwarzer Oxide ohne deutlichenBezug zu Rissen. Allgemein ist festzustel-len, dass mit dem Mikroskop häufig nichtgeklärt werden kann, ob es sich, wie häu-fig beim Pseudogley, nur um eine Konzen-tration des ursprünglich homogen verteil-ten Eisens (und Mangans) aus der unmit-telbaren Umgebung handelt, oder obdiese Metalle mit dem Wasser herantrans-portiert wurden wie beim Gley. Eisenab-nahme führt erst in fortgeschrittenem Sta-dium zu einer mikroskopischen Aufhellung(z.B. Probe P2-u).

Eisenoxid-Konkretionen: Ein besonderer Be-fund ist die unregelmäßige, sehr dunkleFleckung in der tonreichsten Probe P3-m,die wahrscheinlich an organische Restegebunden ist. Es ist nicht wahrscheinlich,dass es sich um eine jurassische Oxidab-scheidung handelt, während eine spätereOxidation von zunächst im reduzierendenMilieu gebildetem Eisensulfid denkbar ist.Auch die in den Proben P2-z und P2-y (bis1 mm n ) festgestellten Eisenoxid-Konkre-tionen könnten in reduzierendem Milieuals Sideritsphäroide vorgebildet wordensein, an die ihre Form erinnert und die vonKlassen (1975) in Bröckeltonsteinen ge-funden wurden (s. Kap. 2.1).

Fe-(Mn-)Adern: Diese Oxidabscheidungenan inneren Rissen der Großaggregate –der Bröckel des Bröckeltons – wurden vonden Flecken und Konkretionen getrenntaufgeführt, aber mit den Fronten der diffu-sen Eisenimprägnierungen zusammenge-faßt, wie sie besonders deutlich in der Pro-be P2-y auftreten.


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Abb. 9: Doppelbrechende Tonteilchen, an einer Scherfläche eingeregelt (heller Diagonal-Streifen)(Probe P2-u, teilweise gekreuzte Polarisatoren, Maßstab 0,1 mm)

Abb. 10: Segregat-Unterfläche, durch Eisenoxid (Fe) versiegelt und mit gelbem, doppelbrechenden Feinton (T)belegt(Probe P1-m, teilweise gekreuzte Polarisatoren, Maßstab: 0,1 mm)


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Fe-(Mn-)Beläge: Als solche wurden die Oxid-krusten und -imprägnierungen (Coatings,Hypo-Coatings und manchmal auch Qua-si-Coatings der angelsächsischen Auto-ren) auf der Oberfläche der Grobaggrega-te bezeichnet (Abb. 10). Sie stehen meistmit den Fe-(Mn-)Adern in Beziehung. InProbe P2-y besteht die oberflächennaheImprägnierung aus mehreren Streifen. DieEisenbeläge verhindern ein Zusammen-fließen der Aggregate.

Tonbeläge: Die Akkumulationen von gelbem,doppelbrechendem Ton auf den Grobag-gregaten (Clay Coatings auct.), die bei An-wesenheit von Oxidbelägen auf diesendeponiert sind (Abb. 10), aber sonst aufnackten Aggregatoberflächen liegen (wiein Probe P2-o und P2-m), sind als Frachtdes perkolierenden Wassers aufzufassen.Sie korrespondieren mit makroskopi-schen Glanzflächen (Slickensides).

3.2.3 Tonmineralogie und Bodenchemie

Die tonmineralogische Auswertung der Er-gebnisse röntgenbeugungsanalytischer Un-tersuchungen wurde nach Tributh & Lagaly(1991) durchgeführt (Tab. 3). Die Proben zei-gen eine Dominanz von Illit, während Smek-tit, Vermiculit und Kaolinit nur untergeordnetauftreten.

Die Ergebnisse bodenchemischer Unter-suchungen sind in Tab 4 dargestellt. Ein Teilder Proben besitzt geringe Karbonat-Gehal-te. Die Gehalte an organischem Kohlenstoffsind mit Werten meist unter 0,2 % zwar ge-ring, aber nachweisbar. Die Werte der elektri-schen Leitfähigkeit sind niedrig. Die Gehaltean pedogenen, dithionitlöslichen Eisen- undManganoxiden (Fed, Mnd) bzw. oxalatlösli-chen Eisenoxiden (Feo) sind teilweise sehrhoch, so etwa im oberen Teil von Profil P2

und im unteren Teil von P3. Auch die Gehaltean amorpher, laugenlöslicher Kieselsäure(Sil) sind beträchtlich.

4 Deutung der Bröckeltonsteineals Paläoböden

4.1 Substrat-Eigenschaften

Substrat-Eigenschaften und Sedimentati-onsmilieu lassen sich aus der Körnung, demMineralbestand, einigen chemischen Eigen-schaften und aus den mikromorphologi-schen Befunden ableiten.

Wo Sand eine Rolle spielt, reicht seineDurchmischung mit feinem Material von fasthomogener Einarbeitung bis zur Erkennbar-keit von Resten ehemaliger dünner Sand-schichten. Zwischen Feinmaterial und Sandtritt ein Korngrößensprung auf; insbesonde-re fehlt meist der Grobschluff. Das Feinmate-rial enthält Mineraldetritus, manchmal nochviel hellen Glimmer, aber auch helle Tonlin-sen, die sehr zahlreich sein können. Gele-gentlich wurden auch zusammenhängendeTonbröckel sedimentiert (P2-y, P3-o, P1-m).

Alle festgestellten oder vermuteten orga-nischen Reste müssen ihrer Lage nach zurSedimentation oder/und Bodenbildung ge-hören, also jurassisch sein. Probe P3-m ent-hält stark inkohlte Reste, in den Proben P2-z,P2-o und P2-m werden im Zusammenhangmit Hämatit synsedimentäre, dünne Lamel-len organischen Ursprungs vermutet. Pro-ben mit deutlichen organischen Resten ha-ben Corg-Gehalte >0,1%, soweit dies unter-sucht wurde (Tab.2 und Tab.4).

In Hinblick auf den Mineralbestand ist dieAnwesenheit von hellem und teils auch nochdunklem Glimmer kennzeichnend für denSchluff. Dies zeigt, dass das Sediment keinerintensiven tropischen Silikatverwitterung un-


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Tab. 3: Tonmineralgehalte(auf der Basis der mineralspezifischen Wichtung der Röntgenreflex-Intensitäten)

Erläuterung:>18 A: quellfähige, labile Tonminerale 18 A: Smectite14 A Ver: Vermiculit, kontrahiert bei K-Zufuhr14–12 A: Wechsellagerungsminerale; 2.Ordnung der labilen Minerale10 A: Illit 7 A: KaolinitPrimäre oder sekundäre Chlorite, aufgeweitete Illite und Wechsellagerungsminerale (12-10 A) fehlen

Relative Intensitäten(in % der gewichteten Röntgenreflex-Intensitätssumme)

Standort >18 A 18 A 14 A (Ver) 14-12 A 10 A 7 A

P1 (Hollweg)P1-m 3 – 4 – 82 11

P2 (Büchter)P2-o 3 – 4 8 77 7P2-m 4 2 6 11 71 7P2-u – 2 3 5 80 10

P3 (Barkhausen)P3-o 7 3 2 – 81 7P3-m 5 2 – – 80 13P3-u – 2 8 – 81 9

Tab. 4: Bodenchemische Daten

Erläuterung:Fed, Mnd: Dithionitlösliches Eisen und ManganFeo: Oxalatlösliches EisenSil: Laugelösliche KieselsäureAll: Laugelösliches AluminiumCorg: Organisch gebundener Kohlenstoff

Standort Karbonate pH Corg Elektr.Leitf.

Fed Feo Mnd Sil All

(%) (CaCL2) (%) (µS/cm) (mg/g)

P1 (Hollweg)P1-m nn 4,91 0,16 14,80 8,45 0,23 0,12 4,55 4,55

P2 (Büchter)P2-o 4,40 7,14 0,07 81,20 6,20 0,32 0,45 2,75 2,75P2-m 1,00 7,20 0,09 73,50 4,70 0,34 0,12 2,25 2,25P2-u 0,00 7,18 0,23 60,80 1,17 0,25 0,08 2,78 2,78

P3 (Barkhausen)P3-o 1,40 7,30 0,05 79,50 5,85 0,22 0,06 3,10 3,10P3-m nn 6,66 0,11 15,70 12,65 0,20 0,06 4,05 4,05P3-u nn 6,99 0,08 48,80 26,87 0,50 0,26 4,58 4,58


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terworfen war. Tonmineralogisch steht einemhohen Gehalt an Dreischicht-Tonmineralen(ca. 70–80%) wenig Kaolinit (nur 7–13%) ge-genüber, wobei man unter pedogenetischenGesichtspunkten innerhalb der Gruppe derDreischicht-Tonminerale nicht weiter diffe-renzieren kann, weil sie neben mehrphasigenpedogenen Veränderungen auch der Diage-nese unterlegen waren.

Die tiefenabhängige Verteilung der pedo-genen Eisenoxide (Fed und Feo) (Tab. 4) deu-tet im Profil P2 auf eine Stoffanreicherung imoberen Teil hin; die Fed-Abnahme mit der Tie-fe lässt sich in Zusammenhang bringen mitdeutlichen Farbmerkmalen rezenter Reduk-tion im Grundwasserbereich. – Im tiefstenHorizont des Profils P3 stehen die erhöhtenFe- und Mn-Gehalte in Beziehung zur Rotfär-bung des Materials durch Hämatit. – Die rela-tiv hohen Gehalte an laugenlöslicher, amor-pher Kieselsäure (Sil) können mit diagene-tischen Umwandlungen und mit der Verfesti-gung der Bröckeltonsteine in Zusammen-hang stehen.

Einige Proben besitzen geringe Gehalte anKalk. Er durchsetzt die Matrix in zahlreichenkleinen Körnchen und man findet auch grö-ßere Kristalle und Kalkflecken (Tab. 2). Einezeitliche Einordnung ist ebenso wenig mög-lich wie für die Bildung von „Kalkadern“, dieallerdings eine vorherige Rissbildung unterterrestrischen Bedingungen voraussetzt. Obgenerell zu Beginn der jurassischen terrestri-schen Bodenbildung Kalk ein Bestandteildes Substrates war, ist nicht zu entscheiden(rezente Vertisole bilden sich jedenfalls häu-fig aus Mergeln). Im Falle des Standorts P2deutet aber der Profilbefund auch darauf hin,dass die Karbonate aus der stratigraphischhöher gelegenen Bank stammen können, al-so nachträglich eingewaschen wurden.

Im Profil Büchter (P2-m, P2-u) findet manin Hohlräumen von Kalkknollen auch Gips,der entweder synsedimentär ist oder nach

einer Transgression unter marinem Einflussgebildet wurde. Die geringe elektrischeLeitfähigkeit von 15-81 µS (entsprechend<0,01% Salz) gibt keinen Hinweis auf einemarine Beeinflussung des Materials.

4.2 Humusbildung, Bioturbation undDurchwurzelung

Bioturbationsmerkmale (humose Flecken)werden makromorphologisch nur im ProfilBarkhausen (P3) beobachtet. Im mikroskopi-schen Maßstab sind solche Merkmale häu-fig erhalten geblieben. Es muss aber betontwerden, dass die Homogenisierung der ur-sprünglichen Sedimentschichtung nichtimmer vollständig war, sondern in einigenProben Reste von Sandlagen erhalten ge-blieben sind.

Wurden die erhaltenen organischen Restesynsedimentär oder während der jurassi-schen Bodenbildung eingebracht, so ist dieHumusbildung ein anschließender Prozeß,der eindeutig zur jurassischen Bodenbildunggehört. Humus ist wenig stabil und lässt sichdaher in vielen Paläoböden kaum mehrnachweisen. Auch bei den Bröckeltonstei-nen sind die Gehalte an organischem Koh-lenstoff gering (Tab. 4). Die in vielen Probenausgeprägte Fleckung (Abb. 8), die kompri-mierte biogene Gefügekörper (ehemaligeKotaggregate und Röhrenfüllungen) dar-stellt, zeigt mit ihrer unterschiedlich dunklenGraufärbung eine Humosität an, die ur-sprünglich wesentlich stärker gewesen seindürfte.

Spuren einer Durchwurzelung sind makro-skopisch in den Bröckeltonsteinen nichtnachweisbar. Es wäre möglich, dass seiner-zeit unter semiariden bis subhumiden Klima-bedingungen in einer gelegentlich oder peri-odisch überfluteten, lakustrischen (evtl. la-gunaren) Landschaft größere Pflanzen mit


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entsprechend stark ausgeprägtem Wurzel-werk weniger häufig (oder gar nicht) vorhan-den waren, sondern dass eher eine niedrigeVegetation mit schwächerem Wurzelwerkdominierte. Auch wäre denkbar, dass die aufDurchwurzelung zurückführbaren Hohlräu-me im anfänglich losen Sediment nicht genü-gend stabil waren, um bei späterer Kompak-tierung in großem Umfang erhalten zu blei-ben. So hat auch Wright (1986) argumentiert,der im Gegensatz zu anderen Autoren (z.B.Francis 1986; Ortlam 1980; Retallak 1988)Wurzeln als kein besonders gutes Merkmalansieht, um Paläoböden zu diagnostizieren.

4.3 Verwitterung

Unter dem Mikroskop ist festzustellen, dassauch der empfindliche Biotit keineswegs im-mer vollständig verwittert ist. Manchmal sindseine Reste noch deutlich mit doppelbre-chendem Ton verbunden. Nach stärkerer Pe-doturbation ist eine solche Zuordnung nichtmehr erkennbar. Auch ist Feinsubstanz licht-mikroskopisch nicht immer gut sichtbar; siekann insbesondere durch Eisenoxid oderKalk maskiert sein. Die für das Verhalten desBodens so wichtigen Tonminerale sind alsonur teilweise ein ursprünglicher Bestandteilder Sedimente; zum anderen Teil sind sieNeubildungen. Im Einzelnen ist dies unter-schiedlich (Tab. 2). Neugebildete Tonminera-le können prinzipiell auch jünger sein, aberdie (jurassischen) Stresskutane zeigen, dassdie Ton-Neubildung weitgehend der jurassi-schen Bodenbildungsphase zuzuordnen ist.

In Tab. 2 können unter den „Tonlinsen“auch solche sein, die durch spätere Aggre-gierung, z.B. bei der Umwandlung in Illit, ent-standen sind. Da die Silicatverwitterungnicht abgeschlossen ist, können weiterhin K-Ionen freigesetzt werden, was eine Illitisie-

rung ermöglicht. Es ist unwahrscheinlich,dass solcher frisch illitisierte Ton an der Kate-gorie „Verlaufender doppelbrechender Ton inder Matrix“ beteiligt ist, in der sich die Mobili-tät der Tonfraktion ausdrückt.

4.4 Rotfärbung und jurassischehydromorphe Merkmale

Die gelegentliche Rotfärbung der Bröckelto-ne wird meist als Hinweis auf allochthone(ferralitische) Verwitterung im Herkunftsge-biet der Sedimente aufgefasst werden müs-sen. Da sich die Rötung nicht nur in Formhomogen verteilter Partikel zeigt, sonderngelegentlich an unterbrochene Lamellen ge-bunden ist, können diese nicht unberück-sichtigt bleiben, obwohl ihre Genese und so-gar ihr genauer Aufbau (eventuelle Anwesen-heit von Pflanzenresten) unklar bleibt.Zunächst ist eine unmittelbare Hämatit-Ein-lagerung bei der Sedimentbildung in dieserForm möglich. Sodann ist eine Eisen-Sorpti-on an sedimentierte Lamellen aus pflanzli-chem Material mit anschließender terrestri-scher Oxidation und Rubefizierung denkbar.Dagegen ist eine Zuordnung zu späteren Re-doxprozessen eher unwahrscheinlich. Beinachweislich jungen, durch Redoxprozesseentstandenen Eisenoxiden wurde jedenfallskeine Rubefizierung festgestellt.

Sichere mikroskopische Merkmale einesreduzierenden Sedimentationsmilieus (z.B.Framboide) wurden nicht gefunden; wohlkönnte es sich bei den wenigen Eisenoxid-Konkretionen (sehr gering in Probe P2-z unddeutlich in P2-y) um ehemalige Siderit-Kon-kretionen handeln, wie sie bereits von Klas-sen (1975) gefunden wurden. Selbst wennsich eine Vorstufe der „roten Eisenlamellen“durch Redoxprozesse mit engräumiger Ei-senkonzentration gebildet hätte, blieben die


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redoximorphen Merkmale aus der jurassi-schen Bodenbildungszeit im übrigen in demfür tonreiche terrestrische Böden, z.B. fürVertisole, üblichen Rahmen.

4.5 Strukturbildung

4.5.1 Primäre Strukturbildung

Im durchwurzelten Bereich junger, frisch se-dimentierter Ablagerungen können sich imLaufe ihrer erstmaligen, ausreichend tief-gründigen Austrocknung deutliche Polyederbilden. Dieser Vorgang, der auch mit chemi-schen Veränderungen einhergeht, wird alsrijping (niederländisch) oder Reifung be-zeichnet und wird meist im Zusammenhangmit Einpolderungen und dabei ablaufendenInitial-Bodenbildungen dargestellt (De Bak-ker & Locher 1965; Catt 1983).

Der Prozess des Reifens wird allerdingsals so rasch ablaufend angesehen, daß eskaum möglich zu sein scheint, ihn in Paläo-böden heute noch nachweisen zu können(Diskussions-Beitrag zu: Yaalon 1971). EineMöglichkeit nachhaltiger Konservierung vonPolyeder-Strukturen könnte freilich dann be-stehen, wenn eine initiale Bodenentwicklungkontinuierlich durch neue, geringmächtigeSedimentation abgebrochen wird. Die initialeStruktur würde in zunehmend größere Sub-strat-Tiefen geraten, in denen ihre Weiterent-wicklung und Veränderung nicht weiter ab-laufen kann.

Visuell sind in allen Bröckeltonstein-Auf-schlüssen zunächst die namengebenden,möglicherweise auch auf Reifung zurück-führbaren Polyeder-Strukturen äusserst be-herrschend („Bröckel“ im Sinne der Geolo-gen umschreibt hier den optisch dominieren-den mittel-polyedrischen Charakter). Dievertischen Aufwölbungsstrukturen hingegen

sind zwar prägnant, aber erst unter günsti-gen Aufschlussbedingungen wirklich gutsichtbar. Dennoch erscheint es eher unwahr-scheinlich, daraus die Vorstellung abzulei-ten, dass Merkmale der Reifung gemeinsammit vertischen Merkmale auftreten könnten,weil ja zu erwarten ist, dass Reifungsmerk-male leicht durch vertische Vorgänge (eben-so wie durch Bioturbation) überprägt wer-den. Eine Gleichzeitigkeit beider Phänomenewäre allenfalls denkbar, wenn man annimmt,dass sich die Reifungsmerkmale infolge ra-scher Überdeckung nicht weiterentwickelnkonnten und zugleich auch die Peloturbationund die Bioturbation infolge der Kürze ihrerWirksamkeit nicht voll wirksam werdenkonnten.

4.5.2 Peloturbation

Es gibt deutliche Hinweise darauf, dass ander jurassischen Pedogenese der Prozessder Peloturbation beteiligt war. Der festge-stellte geringe Smektit-Anteil, die Dominanzillitischer Tone und der relativ hohe Schluff-gehalt widersprechen nicht der Mitwirkungvertischer Prozesse bei der Bildung derBröckeltonsteine, sofern man diagenetischeUmwandlungen dieser ca. 140–150 Mill.Jahre alten Gesteine in Rechnung stellt. EineSmektit-zu-Illit-Umwandlung, in Verbindungmit Sammelkristallisation, kann durch starkeAufheizung zusätzlich gefördert werden (ca100 °C, Niederbudde 1996). Im Untersu-chungsgebiet erfolgte während der hohenUnterkreide- und tiefen Oberkreide-Zeit einestarke Aufheizung durch einen als „Bram-scher Massiv“ bekannten Pluton (Stadler &Teichmüller 1971), dessen Oberkante imGehn in mindestens 5 km Tiefe liegt.

Peloturbation läuft als Folge von Quellungund Schrumpfung vorwiegend smektitischerTone unter wechselfeuchten Bedingungen


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ab. Rezente Vertisole müssen 30 % Ton und– als Maß für das Quellungs- und Schrump-fungs-Vermögen der beteiligten Tonminerale– einen ausreichend hohen, Feuchtigkeits-abhängigen Ausdehnungskoeffizienten be-sitzen (ISSS-ISRIC-FAO 1998). Aber auchbei geringeren Gehalten an Ton können verti-sche Merkmale schwächeren Ausprägungs-grades auftreten, sofern dies – neben demKlima – die tonmineralogische Zusammen-setzung ermöglicht.

Während der Trockenperioden füllt krüme-lig-bröckeliges Material des Oberbodenstiefreichende Schrumpfrisse aus. Dies verur-sacht im Unterboden während der folgendenBefeuchtungsphase Bewegungen, die aufQuellungsdruck zurückführbar sind. Da-durch ändern die Segregate ihre gegenseiti-ge Lage und es kommt zu:1. einer Orientierung doppelbrechenden

Tons in der Matrix längs der entstehendenScherflächen,

2. den entsprechenden Glanzflächen („Slik-kensides“) auf den Gefügeflächen,

3. der Bildung eines welligen oder kuppigenMikroreliefs an der Bodenoberfläche(„Gilgai“),

4. Aufwölbungsstrukturen innerhalb desProfils, sowie

5. einer welligen unteren Begrenzung desHorizontes.

Die mikroskopisch dokumentierte (Tab. 2)Strukturbildung kann im wesentlichen einerursprünglichen jurassischen Bodenbildungzugeordnet werden.

4.5.3 Abscherung

Die Gleitflächen („Slickensides“) in Paläobö-den werden häufig auf Peloturbation, dane-ben aber auch auf andere Bewegungsvor-gänge zurückgeführt, die im Zusammen-

hang mit tektonischen und diagenetischenVorgängen bei der Einbettung und Kompak-tierung tonreicher Sedimente und spätererDruckentlastung wirksam werden (Wright1982; Retallak 1988). Auch aus dem Ober-karbon des Osnabrücker Raums wird überPaläoböden berichtet, die derartige Slicken-sides besitzen (Selter 1989). Selter führt dieBildung dieser Scherflächen auf Peloturbati-on zurück, während Roeschmann (1962) dieEntstehung von Slickensides in karboni-schen Wurzelböden als Ablösungsflächen(Rutschharnische) erklärt, die auf spätereSetzung des Materials und nicht auf Boden-struktur-Bildung zurückzuführen seien.

Zumindest die im Inneren der Proben, alsoin der Bodenmatrix, mikroskopisch festge-stellten Einregelungen von doppelbrechen-dem Ton auf Gleitflächen (Tab. 2) sind aberbereits während der jurassischen Pedogene-se entstanden und können nur auf Pelotur-bation zurückgeführt werden.

4.5.4 Aufwölbung

Die in Bröckeltonsteinen beobachteten Auf-wölbungen sind auf Materialbewegung zu-rückzuführen. Aufwölbungsstrukturen im In-neren von Bodenprofilen werden teilwei-se mit Verdrängungs-Bewegungen beimWachstum von Calcit-Kristallen in Calcrete-Horizonten (Wright 1982) in Zusammenhanggebracht („pseudo-antiklinale“ Strukturen).Die durch „displacive growth“ hervorgerufe-nen Strukturen besitzen allerdings oft ein et-was anderes Aussehen. Im Falle der kalkar-men bis kalkfreien Bröckeltonsteine gibt eskeine Hinweise, dass an diesen lakustri-schen Überschwemmungs-Standorten lang-fristig Bedingungen geherrscht haben könn-ten, die eine Bildung von Calcrete-Anreiche-rungen hätten ermöglichen können. Auch diein einem Gebiet ständiger Verlandung zur


37

Verfügung stehenden Zeiträume hätten wohlnicht zur Calcrete-Bildung ausgereicht.

Da in den Bröckeltonsteinen die Slickensi-des in enger Beziehung zu den domförmigenAufwölbungs-Strukturen auftreten, ist eherdie Peloturbation in einem tonreichen Bodenals Ursache anzunehmen. Driessen & Dudal(1991) betonen, dass Oberflächen-Gilgaidurch Vorgänge im Unterboden und Unter-grund verursacht wird, wobei sich entlangparallel aufeinander folgender Scherungsflä-chen Bodenmaterial seitlich nach oben be-wegt. Die domförmigen Aufwölbungsstruk-turen im Inneren des Profils besitzen daheretwa die gleichen lateralen Dimensionen wiedas Gilgai-Relief an der Bodenoberflächeoder wie die gewellte Untergrenze des Hori-zontes.

In den Bröckeltonsteinen sind die domför-migen Aufwölbungsstrukturen zu erkennenan den konzentrisch aufgewölbten, mit eini-gen 10 Winkelgraden schräggestellten, par-allel zu einander angeordneten Flächen derSlickensides. Die in der Literatur genannten

Zahlenwerte der lateralen Amplitude der Auf-wölbungen [nach Driessen & Dudal (1991)häufig 4–16 m; Extremwerte nach Hallsworthet al. (1955) 1 m und 30 m] schliessen die hierbeobachteten Größenordnungen von 2-3 mnicht aus. Nach Beinroth (1966) ist zu erwar-ten, dass Gilgai-Systeme (und damit auch in-nere Aufwölbungssysteme) mit kleineren la-teralen Dimensionen zunächst in jüngerenVertisolen auftreten und erst später von sol-chen größerer Dimensionen abgelöst wer-den. Dies spräche für die relativ geringe Ent-wicklungsdauer der Vertisol-Erscheinungenin den Bröckeltonsteinen.

In den Bröckeltonsteinen sind neben deninternen Aufwölbungsstrukturen gelegent-lich auch die dazu passenden welligen Un-tergrenzen (Kontakt zum C-Horizont) zu er-kennen (Abb. 11), während die Erhaltung undsomit auch die eindeutige Identifizierungehemaliger Gilgai-Oberflächen auch infolgeder zu erwartenden Abtragung beim näch-sten Sedimenteintrag eher unwahrscheinlichist.

Abb. 11: Wellige Unterbegrenzung vertisch geprägter Bröckeltonsteine (im Hangenden über einer Schicht ausunverfestigtem schluffigen Ton)(Aufschluß P2, Aufschlusshöhe ca. 2 m)


38

4.5.5 Senkrechte Rissbildung

In Vertisolen treten, bevorzugt in den Senkenvon Gilgai-Flächen, während der Trockenzei-ten polygonartig angeordnete, tiefreichendeTrockenrisse auf, die die Aussenflächen pris-matischer Strukturen bilden und tief in denBoden hinab reichen. Horizontal erreichendie Riss-Polygone eine Grösse von einigendm, meist aber weniger als etwa 5–7 dm.Demgegenüber sind die Ausmaße der Auf-wölbungs-Strukturen (Gilgai, bzw. inneredomförmige Aufwölbungen, s.o.) deutlichgrößer als die der senkrechten Riss-Syste-me. Insofern werden also die senkrechtenRisssysteme „überlagert“ von den Aufwöl-bungsstrukturen.

In den Bröckeltonsteinen sind derartigesenkrechte Riss-Systeme allerdings nichtnachweisbar. Dies könnte einfach dadurcherklärt werden, dass weniger und zudemschwächer quellendes Material in die Rissegefallen ist und daher der Quellungsdruck fürdie Einregelung von Ton an deren Wändennicht stark genug gewesen war. Die starkePolyederbildung ist eine Folge des wieder-holten Sedimentauftrags, da die Polyederoberflächennah entstanden sind und dasMaterial dann erst in eine relativ tiefe Lagegelangte.

4.6 Wiederholte Sedimentation undBodenbildung

In der paläopedologischen Literatur werdenVertisole und vertische Erscheinungen häu-fig beschrieben, so etwa auch im Falle stock-werkartig angeordneter Paläo-Vertisole auskalkhaltigen, unterjurassischen Gesteinenim Süden Israels (Goldbery 1982). Diese Pa-läo-Vertisole waren ebenso wie rezente Verti-

sole oberflächennahe Bildungen, und ihremaximale Mächtigkeit betrug meist nur etwa1 m; zur Tiefe hin folgte in den Profilen einwenig oder nicht verändertes Sediment-Ma-terial ohne vertische Veränderungen.

Bröckeltonsteine sind hingegen als Hori-zonte einer synsedimentären Bodenbildungim Einflussbereich sich ständig wiederholen-der Überflutungen zu deuten. Durch eine re-lativ regelmäßige Zufuhr jeweils geringmäch-tiger Sedimente (mm- bis cm-, seltener dm-Bereich) konnte die Bodenoberfläche all-mählich überdeckt werden, wobei das in re-lativ kurzen Abständen zugeführte Materialvollständig in die Bodenbildung einbezogenwurde, sodass es zu der unerwartet hohenMächtigkeit (bis > 10 m) der vertisch gepräg-ten Schichtpakete mit den domförmigenAufwölbungsstrukturen kommen konnte.

Bei einem stärkeren Sedimenteintrag wur-den nur die oberen Teile der neuen Schüt-tung von der Bodenbildung erfasst. Dement-sprechend werden dann die Bröckelton-stein-Lagen durch Schluff- oder Feinsand-stein-Bänke, teilweise auch durch tonigeSedimente unterbrochen. Die in manchenAufschlüssen zu beobachtende Andeutungeiner Bankung in den Bröckeltonsteinen istmöglicherweise ebenfalls auf eine ungenü-gende Einbindung in den Bodenbildungs-prozess (Peloturbation) infolge zu großer Se-dimentmächtigkeiten zurückzuführen; aller-dings kann dieses Phänomen auch einHinweis auf eine zu kurze Bildungszeit sein.Gleiche Ursachen dürften die teilweise häu-fig auftretenden Sandsteingerölle im mm- biscm-Bereich haben.

Derartige kumulativ entstandenen Hori-zonte („cumulative soil profiles“ nach Nikifo-roff 1949, Birkeland 1984) besitzen gleichzei-tig sedimentologische und pedogenetischeMerkmale; sie treten beispielsweise auch beider Ablagerung von Löß oder als Kolluvien anHangfüßen auf. Die durch Bioturbation her-


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vorgerufenen Veränderungen sind in ihneneinerseits stärker als in den reinen Sediment-Schichten, andererseits geringer als in nicht-kumulativen Paläoböden (Retallak 1988).

Auf Flächen mit sich ständig wiederholen-den Überflutungen konnte im Laufe einerderartigen synsedimentären Bodenbildungdie möglicherweise vorhandene Vegetationweiter hindurch wachsen und die Auflan-dung sogar begünstigen. Gelegentlich wer-den daher auch Wurzelreste, Bestandesab-fall und teilzersetzte Blätter eingebettet (Re-tallak 1986). Das weitgehende Fehlenpflanzlicher Reste in den Bröckeltonsteinenkönnte darauf zurückführbar sein, dass dieTrockenphasen ausreichend „terrestrisch“waren, um eine weitgehende Oxidation ab-gelagerter organischer Substanz zu ermögli-chen (sofern die Flächen überhaupt einenennenswerte höhere Vegetation trugen).

Auch die von Roeschmann (1962) be-schriebenen karbonischen Wurzelböden, dieunter Sumpfwald in einem ständig sinkenden,flachen und breiten Küstensaum mit hohenGrundwasserständen entstanden, könnenzusätzlich als kumulative Horizonte gedeutetwerden. Bei diesen bis zu 4 m mächtigen, to-nig-schluffigen Paläoböden, deren ursprüng-liche Feinschichtung durch Lepidophyten-Stigmarien und Appendices völlig verändertwurde, erfolgte fortgesetzt weitere Sedimen-tion durch Überschwemmungen, so dassschließlich die tieferen Teile fossil wurden,während im oberen Teil Sedimentation undDurchwurzelung noch weiter liefen.

Bröckeltonsteine wären demnach kumu-lative Boden-Horizonte, die aber nicht unterSumpfwäldern entstanden, und bei denendie zwischengeschalteten Trockenphasenlange genug angedauert haben und tief ge-nug wirksam waren, um immer wieder so-wohl beginnende Homogenisierung durchBioturbation als auch die Entstehung verti-scher Strukturen durch Peloturbation zu er-

möglichen.Die Frage bleibt offen, ob auch Merkmale

der initialen Polyeder-Bildung durch „Rei-fung“ auf diese Weise konserviert werdenkonnten, oder ob diese Merkmale nichtdurch Bioturbation wieder vernichtet wur-den. Roeschmann (1962) beobachtete inkarbonischen Wurzelböden, die er zunächstals nasse bis subhydrische Sumpfböden mitEinzelkorngefüge anspricht, in einigen Fällenauch Böden mit schichtungslosem Polye-dergefüge. Deren Entstehung führt er daraufzurück, dass es ausnahmsweise zu etwaslängeren Austrocknungsperioden gekom-men war. Dies könnten Perioden initialer Rei-fung (mit späterer Konservierung) gewesensein. Schliesslich stellt auch Allen (1986) inden zahlreichen Calcrete-Böden des Old-Red-Sandstein-Komplexes (Oberes Silur bisUnteres Karbon) in Süd-England fest, dass inihnen eine synsedimentäre Entschichtungabgelaufen ist, hervorgerufen durch Biotur-bation in Verbindung mit Polyederbildungund der Bildung ausgeprägter Aufwölbungs-Strukturen („pseudoanticlines“).

4.7 Diagenetische Verfestigung

Neben der Verdichtung des Materials durchAustrocknung und Teilcheneinregelung ist esim Laufe der Zeit zu einer diagenetischenVerfestigung, d.h. zur Versteinerung der ver-tischen Böden gekommen. Die Bodenanaly-sen zeigen sehr hohe Gehalte an laugelösli-chem Silicium als Indikator für amorphe Kie-selsäure, während laugelösliches Aluminiumnur untergeordnet vorhanden ist. Daraus istzu schließen, dass vor allem die Auskristalli-sation von amorpher Kieselsäure zur Verfe-stigung beigetragen hat. Die Freisetzung vonKieselsäure ist ein Teilprozess der chemi-schen Verwitterung von primären Silicaten;


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bei gehemmter Auswaschung verbleibt sieim Boden, führt allerdings zusammen mitAluminium und anderen Kationen zur Neubil-dung sekundärer Tonminerale. Nur über-schüssige Kieselsäure würde für eine Verhär-tung zur Verfügung stehen und somit einenAlterungsprozess im Zuge der späteren Aus-trocknung darstellen. Allerdings sprechendie sehr weiten laugelöslichen Si/Al-Verhält-nisse (Tab. 4) gegen eine ausschließlicheHerkunft der Kieselsäure aus der Verwitte-rung von Silicaten; eine Freisetzung über-schüssiger Kieselsäure bei der diageneti-schen Umbildung der Tonfraktion von Smek-tit nach Illit unter der Temperatureinwirkungdes Bramscher Plutons kann nicht ausge-schlossen werden.

4.8 Paläoökologie

Das Klima in der Oberjura-Zeit dürfte subtro-pisch-tropischen Charakter gehabt haben.Die stärker humiden Einflüsse in der Oxford-Zeit werden schon in der Kimmeridge-Zeitdurch zunehmende Aridität abgelöst (Schult-ka 1991). Es ist davon auszugehen, daß dasUntersuchungsgebiet während der Malm-Zeit bei etwa 30° nördlicher Breite (entspre-chend heute Nordafrika) lag (Frakes 1979).

Eine ziemlich genaue Klima- und Vegetati-ons-Rekonstruktion liegt aus dem oberstenOberjura Südenglands vor (Francis 1986).Als dort die „Great“, „Lower“ und „Basal DirtBed“-Paläosole entstanden, herrschte se-miarides, ausgeprägt saisonales (eventuellmediterranes) Klima. Die Paläo-Rendzinenwurden – mit zahlreichen pflanzlichen Re-sten – durch plötzliche Überflutung konser-viert. Die Vegetation bestand während derBildung der „Great-Dirt-Bed“-Böden ausKoniferen-Bennettidinen-Wäldern, in denen

wohl auch Farne und Lycopodiaceen auftra-ten; in den Phasen, die den terrestrischenBodenbildungs-Perioden vorangingen oderihnen folgten, herrschten hingegen tide-ab-hängige, salinare Bedingungen mit Bildungvon Algen-Sedimenten (stromatolithischeKalke).

Ein ähnlicher Wechsel zwischen terrestri-schen und semiterrestrischen Bodenbil-dungs-Bedingungen dürfte sich währendder Bildung der Bröckeltonsteine im Jura desWiehengebirgsraumes und des gesamtenwestlichen Niedersächsischen Beckensebenfalls abgespielt haben, allerdings nichtin einem salinaren Küstengebiet, sondern inden zeitweise trocken gefallenen umfangrei-chen Randgebieten des Beckens, in denenBedingungen binnenländischer, lakustri-scher Überflutungslandschaften herrschten.Schultka (1991) stellte bei Untersuchungenim Wiehengebirge zur Flora des „Wiehenge-birgsquarzits“ (Zeit der Heersumer Schich-ten) im Bereich einer fluviatil dominiertenDelta-Ebene eine koniferenreiche Vegetationfest, die ein subtropisch-tropisches Klima(mit „Tendenzen zu einer gewissen Aridität“)kennzeichnet und in Vergesellschaftung mitEquisetiten-„Röhrichten“ entlang von ehe-maligen freien Wasserflächen stand.

Während der semiterrestrischen Phasen,in denen die Bröckeltonsteine entstanden,könnte die Vegetation ebenfalls aus Konife-ren- und Bennetidinen-Wäldern bestandenhaben, doch waren sie infolge häufiger Über-flutungen und eines stärker ariden Klimasmöglicherweise lichter, oder – worauf dasFehlen von Wurzeln hindeutet – die Flächenwaren weitgehend frei von hoher Vegetation.Auch auf aktuellen Vertisol-Flächen, etwa imBereich rezenter Savannenwald-Landschaf-ten, ist oft aus edaphischen Gründen nur eingeringer Baumbewuchs festzustellen.

Eine ausführliche Standort-Beschreibungfür den Zeitraum Kimmeridge-Tithon liegt


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auch für das > 1 Mill. km² umfassende Gebietder in zahlreichen Aufschlüssen gut doku-mentierten Morrison-Formation in den USA(Wyoming, Colorada, Utah) vor, in der eineder reichsten Dinosaurier-Faunen der Welterhalten blieb. Dodson et al. (1980a) deutendie Landschaft (ehedem ebenfalls in etwa30° nördlicher Breite gelegen) als ein demheutigen Gran-Chaco in Südamerika ähnli-ches Gebiet mit weiten Verebnungen unterterrestrischen Bedingungen, in denen lokalSeen und Sümpfe auftreten konnten und (pe-rennierende) Flüsse starke Ablagerungenund Umgestaltungen hervorriefen. Ein deut-licher Temperatur- und Niederschlags-Wechsel scheint saisonale Veränderungender Futterquellen bewirkt und die Groß-Sau-rier zu sehr starker Migration veranlasst zuhaben. Es werden vier verschiedene Sedi-ment-Typen beschrieben, unter denen „Li-thofacies B“ (variegated mudstone facies)als schluffig-tonige Hochflutablagerung mitvorwiegend „oxidativen“ (terrestrischen) Bo-denbildungs-Bedingungen und polyedrisch-körniger („granular“) Struktur-Bildung undnur sehr geringen Anteilen an pflanzlichenResten den Bröckeltonsteinen am ähnlich-sten sind.

Man kann jedenfalls feststellen, dass dieBröckeltonsteine im Laufe ihrer Bildung (ver-mutlich als kumulative Horizonte) bereits ei-ne weitgehende Kompaktierung durchlaufenhatten. Am Standort Barkhausen (P3) hinter-liessen die Dinosaurier ihre Fussabdrücke ineinem dünnbankigen tonigen Feinstsand-stein (Abb. 4), wobei die Abdrücke eine Tiefevon maximal 5 cm und randliche Aufwulstun-gen von ebenfalls etwa 5 cm besitzen (Abb.12). Nirgends ist zu erkennen, dass dieseBank durch die ungewöhnliche Belastung indie Unterlage eingedrückt ist oder dass es zueiner tiefreichenden Vernichtung des Sedi-mentaufbaus durch Zertrampeln (Dinoturba-tion nach Dodson et al. 1980b) gekommen

ist. Dies beweist, dass nicht diese damalsunverfestigten, dünnschichtigen Sedimente,sondern das darunter liegende, bereits kom-paktierte und in trockeneren Jahreszeitenverhärtete Bröckeltonstein-Material die ton-nenschweren Tiere getragen hat.

Auch Beinroth (1966) berichtet über Verti-sole im mittleren Sudan, die sich früher ein-mal im Bereich sehr häufig trocken fallenderSenken unter Zufuhr eines allochthon verwit-terten, kolluvialen Materials gebildet haben.Ebenso sind die ausgedehnten Vertisol-Ge-biete zwischen Rio Paraná und Rio Uruguayin Argentinien aus lakustrinen Sedimentenentstanden. Als rezente Analoga derartigerBodenlandschaften können auch einige Teile

Abb. 12: Saurierfährten auf der Oberfläche einer Ton-kieselbank (im Hangenden einer 3,7 m mächtigenBröckelton-Schicht)Steinbruch südlich Barkhausen a.d.Hunte (Auf-schluss P3, Wandhöhe: ca. 5 m)


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des Sudd im Süd-Sudan (Beinroth 1966)oder einige der zentralafrikanischen „floodplains“ (z.B. Kafue Flats in Zambia) angese-hen werden.

4.9 Spätere pedogene Über-prägungen

Die Böden, die sich heute als Bröckeltonstei-ne repräsentieren, sind von weiteren jurassi-schen Schichten überdeckt und somit fossi-lisiert worden. Sie unterlagen zweifellos einergewissen Diagenese und pedogenen Über-prägung in späteren Epochen.

4.9.1 Hydromorphe Merkmale

Zusätzlich zu den schwach hydromorphenMerkmalen aus der jurassischen terrestri-schen Pedogenese (s. Kap. 4.4) zeigt sichstarke und weiträumige Eisen- und Mangan-Umverteilung, die auf spätere semiterrestri-sche Phasen hinweist. An der Profilwand fal-len in vielen Schichten Eisenoxid-Beläge aufden Gefügeflächen auf. Mikroskopisch zei-gen sich diese Eisen-(Mangan)-Oxide alsAuflagen und Imprägnierungen der entspre-chenden Gefügeflächen (Abb. 7). Eisen-(Mangan)-Adern bzw. -Flächen im Aggre-gatinneren wurden sogar bei allen 11 Dünn-schliffen festgestellt. Diese Oxide wurden si-cher in einer späteren Entwicklungsphasegebildet, denn sie haben das terrestrischeBodengefüge fixiert, und danach waren kei-ne Turbationen mehr möglich. Es handeltsich um eine Vergleyung, die sich – im ProfilP2 – auch aus den bodenchemischen Datennachweisen lässt und die nicht mehr zur ter-restrischen Pedogenese gehört, sondern zueiner späteren semiterrestrischen Phase.

Es gibt Hinweise darauf, dass es sich nichtnur um eine einzige derartige Gley-Phase

handelt. Die im Profil P2 heute an der Profil-wand am Erscheinen oder Fehlen von Eisen-oxid erkennbaren Gley-Horizonte scheinenrezent zu sein, d.h. dem Grundwasserstandvor der Öffnung der Tongrube zu entspre-chen.

4.9.2 Ton-Infiltration

Die makroskopisch so auffälligen Glanzflä-chen korrespondieren mit den „Tonbelägenauf Segregaten“. Mikroskopisch zeigen sichauf den jurassischen Gefügeoberflächendoppelbrechende, meist reine Tonbeläge.Sie erscheinen nicht nur auf den mit Eisen-oxid bedeckten Gefügekörpern (Abb.7) desGo-Horizontes, sondern auch auf eisenfrei-en Oberflächen im Gr-Horizont. Diese Ton-beläge haben unmittelbar weder etwas mitder jurassischen Bodenbildung zu tun, nochgehören sie zur Gley-Bildung, obwohl sie inVerbindung mit der jurassischen Gefügebil-dung und gegebenenfalls mit dem ausgefäll-ten Eisenoxid auftreten. Im Material findetsich kein solcher Ton, der als Quelle dienenkonnte. Die Tonwanderung ist ein typischesPhänomen der terrestrischen Bodenbildung.Naheliegend ist die Vermutung, daß aus demim Pleistozän aufgelagerten Material, z.B.Geschiebemergel oder Fließerde, nach des-sen Entkalkung Fließton bis in die Klüfte derliegenden Bröckelsteine gelangt ist. Diessind die Substrate, für die eine interglaziäreoder holozäne Tonwanderung (Lessivierung)typisch ist, so dass die Deutung plausibel er-scheint.

4.9.3 Freilegung der Polyeder

Unverwitterter Bröckeltonstein ist äußerstfest. Er tritt im Steinbruch-Betrieb im allge-meinen erst in Tiefen unterhalb 10-20 m auf


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und wird auch in Tiefbohrungen angetroffen.In ihm sind unter dem Mikroskop und mit blo-ßem Auge die Merkmale sowohl der verti-schen Strukturen als auch die der polyedri-schen Strukturen bereits nachweisbar. Diesergab die Untersuchung von unverwittertemGestein im Aufschluss Wehrendorf, südlichdes Keramikwerkes „Argelith“ (siehe Kap.2.1).

In oberflächennahen Aufschlüssen tritthingegen physikalisch verwittertes, „bröcke-lig“ zerfallendes Gestein in Mächtigkeitenvon mindestens 10 bis 15 m auf. Diese er-hebliche Mächtigkeit legt nahe, dass dieFreilegung der polyedrischen Struktur in ei-ner periglaziären Zerrüttungszone erfolgte,also im oberen, anisotropen Teil des Per-mafrostes (Weise 1983). Auch Felix-Hen-ningsen (1990) berichtet bei exponierten Sa-prolithen über tiefreichende, periglaziäreAuflösungserscheinungen, die bei diesemMaterial allerdings schließlich zu einemstrukturlosen, plastischen Material führen.

Der ausgeprägte polyedrische Zerfallscheint also auf der quartären Freilegung vonbereits in der Jura-Zeit angelegten Struktu-ren zu beruhen. In den Aufschlüssen lässtsich im übrigen auch leicht beobachten,dass im Zeitraum weniger Jahre die rezenteFrosteinwirkung zur Entwicklung weiterer,immer kleinerer Polyeder führt.

5 Zusammenfassung

Paläoböden des Quartär wie auch Paläobö-den und Saprolithe auf alten Rumpfflächensind in Mitteleuropa häufig beschrieben wor-den. Hingegen sind die Kenntnisse über me-sozoische oder paläozoische Böden eherlückenhaft.

Im westlichen Wiehengebirge (nördlichund nordöstlich von Osnabrück) treten imSchichtverband des Oberjura (Malm) als ab-

schließende Glieder regressiver Sedimenta-tionsphasen sogenannte „Bröckeltonsteine“von gelegentlich über 10 m Mächtigkeit auf,die sich auszeichnen durch auffallend homo-gene schluffig-tonige Textur, sehr deutlichegrobpolyedrische Struktur mit schwacherhorizontaler Ausrichtung, Dominanz gelb-licher Farben, glänzende Gleitflächen („Slik-kensides“) mit Neigungen von etwa 20°–40°Grad sowie domartige, einander randlichdurchschneidende Aufwölbungs-Strukturenvon 1–2 m horizontaler Ausdehnung, die sichvertikal über große Abstände (teilweise bisüber 10 m) erstrecken. Sie werden als Se-dimentations-Material häufig überfluteterLandschaften gedeutet, das unter semiari-den bis subhumiden Bedingungen durch Pe-loturbation beeinflusst wurde. Die im Gegen-satz zu rezenten Vertisolen teilweise extremgroßen Mächtigkeiten in den Bröckeltonstei-nen können auf gelegentliche, aber stetigeZufuhr geringmächtiger Sedimente (cm, sel-tener dm) zurückzuführen sein, wodurch dievertischen Merkmale in zunehmend größereTiefen gerieten und als „kumulative“ Hori-zonte synsedimentär fossilisiert wurden.

Mikromorphologisch zeigt das Materialdeutlich ausgeprägte Bioturbations-Merk-male sowie Stresskutane. Erhöhte Tempera-turen durch die Aktivität eines Plutons in derKreide-Zeit scheinen eine Smektit-zu-Illit-Umwandlung und eine diagenetische Korn-vergrößerung bewirkt zu haben. Ob das auf-fallend polyedrische Erscheinungsbild, daszur Bezeichnung „Bröckeltonstein“ führte,auf primäre Merkmale der Bodenbildung imSinne einer als „Reifung“ bekannten Struk-turbildung im Durchwurzelungs-Bereichfrisch sedimentierter Polderböden hindeu-tet, ist unsicher, da derartige initiale Merkma-le durch die Bioturbation und Peloturbationüberprägt worden sein müssten. Bereits imVerlauf der synsedimentären Vertisol-Bil-dung scheint es im übrigen zu einer deutli-


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chen Kompaktierung durch Austrocknungund Teilcheneinregelung gekommen zu sein,sodass Groß-Dinosaurier über die Flächenhinweg schreiten konnten, ohne tiefer als et-wa 5 cm einzusinken.

Im weiteren Verlauf erfolgte eine diagene-tische Verfestigung durch Freisetzung undKristallisation von amorpher Kieselsäure alsFolge der Silicatverwitterung und wahr-scheinlich auch der Mineralumbildung vonSmectit nach Illit, die durch die Erwärmungdes Gesteinspakets durch den BramscherPluton gefördert wurde. Im Quartär scheintes zu einer teilweise intensiven Eisen-Um-verteilung und zum Eindringen von Ton in dieSpalten sowie innerhalb einer mächtigenperiglaziären Zerrüttungszone zur Freile-gung der bereits präformierten Polyeder(„Bröckel“) gekommen sein.

Ob die für die Entstehung der Bröckelton-steine des Malm beschriebenen Ursachenebenfalls maßgeblich an der Herausbildungähnlicher Gesteine im Buntsandstein, vor al-lem aber im Keuper sowie im Oberkarbon(Selter 1989) beteiligt waren, bleibt unge-klärt.

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Synsedimentäre Paläo-Vertisole im Oberjura des westlichen ... · Friedrich Bailly, Peter Felix-Henningsen, Horst Klassen & Siegfried Stephan Osnabrücker Naturwiss. Mitt. 26 2000