II. Der geologische Bau des Weserberglandes und des Teutoburger Waldes.
Von Professor Dr. H. Stille-Hannover.
Geologie. Verwerfungen und Abtragung.
Die topographische Vielgestaltigkeit des Berg- und Hügellandes zwischen Teutoburger Wald, Leinetal und Norddeutscher Tiefebene, des Weserberglandes, steht in engstem Zusammenhange mit der Mannigfaltigkeit des geologischen Aufbaues. Zwar ist die Zahl der Formationen, die ausgedehntere Flächen bedecken, keine ungewöhnlich große, und haben wir es in der Hauptsache nur mit den Sedimenten des Mittelalters der Erde, der mesozoischen Zeit, zu tun; aber die Lagerungsverhältnisse sind äußerst mannigfaltiger Art und teilweise nur schwierig deutbar, Faltungen sind nach wechselnden Richtungen eingetreten und Verwerfungen durchsetzen den Boden in solcher Zahl, daß er stellenweise als ein förmliches Mosaik durcheinandergewürfelter Schollen erscheint. Abbildung 2 zeigt ein System von Verwerfungen aus dem östlichen Vorlande des Eggegebirges, das den Untergrund dort in hunderte einzelner Schollen zerreißt. An den durch tektonische Kräfte gegeneinander verschobenen Schollen haben dann die Kräfte der Abtragung oder Denudation angesetzt, um das wechselvolle Bild unserer Landschaft hervorzuzaubern. Weiches Material ist ihnen leicht zum Opfer gefallen, hartes hat Widerstand geleistet und ist damit aus den umgebenden mürberen Schichten zu den lang sich hinziehenden Bergrippen und gedrungeneren Kuppen herausgearbeitet worden, die heute das bestimmendste Element der Landschaft ausmachen. In der Hauptsache bedingt also die wechselnde Widerstandsfähigkeit der Schichtkomplexe das heutige Relief; gegenüber ihrer Nachbarschaft gesunkene Komplexe, wie der Hils, können dabei als hochragende Bergzüge erscheinen, sobald nur widerstandsfähiges Material sie zusammensetzt, während die Linien geologisch höchster Heraushebung oft genug in Talungen verlaufen, falls mürbe Schichten, wie z. B. Röt, in ihnen liegen. Der Betrag der Heraushebung[1] der Schollen und Schollenkomplexe drückt sich in der Verteilung der Formationen an der Tagesoberfläche aus, und es liegt auf der Hand, daß in den Gebieten höchster Heraushebung uns die ältesten, in den Senkungsgebieten die jüngeren Schichten entgegentreten.
[1] Die Begriffe »Hebungsgebiet«, »Senkungsfeld«, »gehoben«, »gesunken« sind im folgenden nicht absolut, sondern nur relativ in dem Sinne zu verstehen, daß sie die heutige Lage der Schollen zu ihrer Nachbarschaft zum Ausdrucke bringen sollen. Unerörtert bleibt dabei, ob z. B. ein »Hebungsgebiet« tatsächlich etwas Herausgehobenes ist oder etwas Stehengebliebenes, während die benachbarten Komplexe in die Tiefe sanken. Die obigen Begriffe sollen also nur den heutigen Zustand ausdrücken, nicht aber den Vorgang, der diesen Zustand schuf.
Abb. 2. Das Verwerfungssystem entlang dem Egge-Gebirge zwischen Driburg und Willebadessen, aufgenommen von H. Stille 1903–1904. Maßstab etwa 1 : 80000.
Von der ältesten Zeit bis zum Trias.
Vorpermisches »Grundgebirge« nimmt weitere Flächen erst etwas außerhalb des Wesergebirgslandes im Harz und Rheinischen Schiefergebirge ein, erscheint in unserem Gebiete aber nur in drei kleineren Vorkommnissen in der Gegend von Osnabrück. Hier sind die Ibbenbürener Bergplatte, der Piesberg und der Hüggel aus kohlenführenden Konglomeraten, Sandsteinen und Schiefertonen des Oberen oder Produktiven Karbons zusammengesetzt, und nach den Floren, die diese Schichten umschließen, haben wir es mit dem oberen Teile der sogenannten »Saarbrücker Stufe« zu tun. An der Ibbenbürener Bergplatte geht heute noch der Bergbau auf Flöze des Oberkarbons um, während dieser am Piesberg vor etwas mehr als einem Jahrzehnt zum Erliegen gekommen ist, und am Hüggel das Vorhandensein von Flözen bisher nur durch Tiefbohrungen festgestellt wurde.
Von der Dyas fehlt die untere Stufe, das Rotliegende, gänzlich, und auch gewisse rotgefärbte Schichten des Hüggels, die lange für Rotliegend galten, sind nach neueren Feststellungen nicht hierzu, sondern zum Oberkarbon zu rechnen. Die Zechsteinformation, der obere Teil der Dyas, ist im Umrandungsgebiete der Oberkarboninseln von Osnabrück vorhanden, wo sie am Hüggel und der Ibbenbürener Bergplatte die Braun- und Spateisensteinlager umschließt, die zur Gründung der Georgsmarienhütte geführt haben, und findet sich ferner in vereinzelten kleinen Schollen bei Bonenburg am südlichsten Eggegebirge und im Gebiete des Sollings. Einen Gipsstock, der dieser Formation angehört, finden wir bei Stadtoldendorf an der Homburg, wo der Gips in großen Brüchen gewonnen wird. Dem oberen Teile des Zechsteins gehören die Stein- und Kalisalzlager an, die im Leinetale in den letzten Jahren nachgewiesen und Gegenstand des Bergbaues geworden sind.
Die Trias, der tiefste Teil der mesozoischen Formation, nimmt mit ihren drei Gliedern, Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper, so ziemlich das ganze Gebiet zwischen dem Teutoburger Walde einerseits, Weserkette, Süntel, Ith und Hils anderseits ein. Der Buntsandstein setzt die Höhen des Sollings und Reinhardswaldes und weiter nördlich Elfas und Vogler zusammen und bildet auch die Hänge des Wesertales zwischen Münden und Holzminden, bei Bodenwerder und weiter nördlich. Bei Bad Pyrmont stecken die Sandsteine dieser Formation in der Tiefe des Talkessels, während die angrenzenden Hänge in ihrem unteren Teile von den rötlichen Tonen des oberen Buntsandsteins oder Röts gebildet werden, und auch am Teutoburger Walde ist die Buntsandsteinformation vielfach nachweisbar. Der weitverbreitete Muschelkalk tritt am geschlossensten zwischen Solling und Teutoburger Wald auf und trennt hier als »Brakeler Muschelkalkschwelle« die beiden großen Keupermulden des Gebietes zwischen Teutoburger Wald und Weser, die sogenannte Keupermulde von Borgentreich, die etwa mit der fruchtbaren »Warburger Börde« zusammenfällt, und die Lippische Keupermulde. Letztere nimmt fast das ganze Gebiet zwischen der Weser und ihrem linken Nebenflusse, der Werre, ein, und nur lokal, wie z. B. bei Pyrmont, ist der Keuper durch Aufwölbungen älterer Triasschichten unterbrochen. In dem stark welligen und landschaftlich sehr reizvollen Berglande, das die Bahnen Hameln-Altenbeken und Hameln-Lage durchschneiden, finden wir die schönsten Beispiele der Abhängigkeit der Bodengestaltung von der Zusammensetzung des Untergrundes, indem die Niederungen von den mürben Mergeln und Tonen, die Höhen von den Sandsteinen und Quarziten des Keupers zusammengesetzt werden ([Abb. 3]). Namentlich die technisch recht wertvollen Quarzite des oberen Keupers oder Rhäts decken häufig die Bergkuppen, wie den Klüt bei Hameln, die Lemgoer Mark bei Lemgo, Winterberg, Herrmannsberg und Schwalenberger Wald südwestlich von Pyrmont und den Köterberg bei Holzminden, eine der höchsten Kuppen zwischen Harz und Rheinischem Schiefergebirge. Ferner hat der Keuper zwischen Osning und Wiehengebirge in der Gegend von Melle und Osnabrück recht erhebliche Verbreitung.
Abb. 3. Keuperlandschaft bei Aerzen, südwestlich von Hameln. Die höhere Bergstufe wird vom Rhät (Oberer Keuper), die tiefere von Schilfsandstein (Mittlerer Keuper) gebildet.
Nach einer Photographie von H. Stille 1908.
Jura.
Vom Jura bestehen die untere und mittlere Abteilung, der Lias (Schwarzer Jura) und der Dogger (Brauner Jura), vorwiegend aus mürben Tonen, die obere Abteilung, der Malm (Weißer Jura), aber vorwiegend aus festen Kalken, und so ist es nur natürlich, daß erstere im allgemeinen in Talungen und an flachen Hängen zu suchen sind, während der Malm Bergzüge bildet. Das Einbeck-Markoldendorfer Becken, das dem Solling nach Nordosten vorgelagert ist, die Liaspartien im östlichen Vorlande des Eggegebirges und die Herforder Liasmulde zwischen Bielefeld und Herford sind Beispiele für Niederungsgebiete der älteren Juraschichten, während die lang sich hinziehende Bergkette des Ith zwischen Coppenbrügge und Eschershausen, der Kahnstein und der Selter, der Deister bei Springe, der Saupark ([Abb. 6]) und die Weserkette ([Abb. 4]) vom Weißen Jura gekrönt werden. Vorwiegend ist es der sogenannte Korallenoolith des Weißen Jura, der die Felsklippen am obersten Hange der genannten Bergzüge zusammensetzt, so die Dielmisser Felsen, Hammerslust, Poppenstein und Mönchstein am Ith, den Bielstein am Deister, den Hohenstein und die Luhdener Klippen an der Weserkette. In der Weserkette westlich der Porta Westfalica, d. h. im Wiehengebirge, und auch schon etwas östlich der Porta erreichen in dem vorwiegend aus Tonen bestehenden Dogger harte Sandsteine (Portasandsteine) eine erheblichere Mächtigkeit und setzen stellenweise wie an der Porta den Gebirgskamm zusammen, und ein anderer fester Horizont des Braunen Jura, das aus eisenschüssigen Kalksandsteinen bestehende »Cornbrash«, bildet weithin kleine Vorberge zur Hauptkette.
Im Gegensatz zu der ziemlich erheblichen Mächtigkeit des Weißen Juras in der Weserkette steht die geringe Entwicklung dieser Formation am Teutoburger Walde, in dessen südlichem Teile, dem Eggegebirge, sie überhaupt nicht bekannt ist. Teilweise mag die Ablagerung dieser Schichten unterblieben sein, teilweise sind aber auch Wiederzerstörungen bald nach erfolgter Ablagerung, teilweise auch Verwerfungen der Grund der heutigen Lückenhaftigkeit der Weißjuraprofile.
Kreidezeit.
An der Basis der Kreideformation, des obersten Teiles der mesozoischen Formationsgruppe, liegt in Nordwestdeutschland der sogenannte Wealden, der im Gegensatz zu allen ihn überlagernden Kreideschichten in der Hauptsache keine Bildung des Meeres, sondern eine solche festländischer Sümpfe ist. Das Hauptglied ist der Wealdensandstein, auch Deistersandstein genannt, der die Höhen der Bückeberge, des Deisters, des östlichen Süntels, des Nesselberges und Osterwaldes zusammensetzt und hier Kohlenflöze umschließt, die z. B. bei Obernkirchen, Barsinghausen und am Osterwalde Gegenstand des Bergbaues sind. Neben dem Sandstein finden sich auch Schiefertone, und zwar entweder nur im obersten Teile, wie am Osterwalde und südöstlichen Deister, oder im obersten und untersten Teile, wie am Süntel, im nordwestlichen Deister und in den Bückebergen.
Abb. 4. Profil durch Weserkette und Bückeberge.
Maßstab der Längen ca. 1 : 50000, der Höhen ca. 1 : 25000. 1 = Brauner Jura. 2 = Weißer Jura, ausschließlich Münder Mergel und Serpulit. 3 = Münder Mergel. 4 = Serpulit. 5 = Unterer Wealdenschiefer. 6 = Wealdensandstein. 7 = Oberer Wealdenschiefer. 8 = Neocomtone.
Die Landschaftsentwicklung im Weißjura-Wealdengebiete ist eine verschiedene, je nachdem die stellenweise sehr mächtige Folge der mürben »Münder Mergel« zwischen den Kalken des Weißen Juras und den gleichfalls vorwiegend festen Gesteinen des Wealden vorhanden ist oder nicht. In ersterem Falle, den wir als den Normalfall bezeichnen können, haben wir zwei Parallelzüge, deren einer aus Weißjuraschichten, deren anderer aus Wealdensandstein besteht und die durch eine vorwiegend von Münder Mergeln erfüllte Niederung getrennt sind. Diesen Fall beobachten wir z. B. in der Linie Rinteln-Bückeburg ([Abb. 4]), wo die Weserkette aus Weißem Jura, der Parallelzug des Harrl aus Wealden besteht und die trennende Niederung, in der Bad Eilsen liegt, im Untergrunde in der Hauptsache die Münder Mergel enthält, oder südwestlich Springe, wo den Saupark der Weiße Jura, den Nesselberg der Wealden und das Längstal zwischen beiden die Münder Mergel zusammensetzen ([Abb. 5] und [6], westlicher Teil). Ein solches Längstal fehlt natürlich, wo die Münder Mergel nicht vorhanden sind, und so verschmelzen z. B. am südöstlichen Deister Weißjura und Wealden zu einem einheitlichen Zuge ([Abb. 6], östlicher Teil). Das Fehlen der Münder Mergel und anderer Weißjuraschichten ist dabei durch Abtragungen vor Ablagerung des Serpulits, des obersten Gliedes des Weißen Juras, bedingt, der vielfach diskordant ältere Schichtkomplexe überlagert. Westlich Bückeburg nehmen die mürben Schiefer gegenüber den Sandsteinen immer mehr überhand, und im Zusammenhang damit verflacht sich der weiter östlich hochaufragende Wealdenzug der Bückeberge und verschwindet mit der Klus bei Bückeburg schließlich ganz unter dem Diluvium der Norddeutschen Tiefebene.
Am Teutoburger Walde kennen wir Wealden etwa erst von Örlinghausen an nordwestwärts; namentlich südlich Osnabrück nimmt er weite Flächen ein und bildet dabei auch höhere Berggruppen. Der früher an mehreren Orten umgehende Bergbau auf die Wealdenkohlen des Teutoburger Waldes ist jetzt ganz zum Erliegen gekommen.
Das Neokom, der untere Teil der marinen Unteren Kreide, tritt in zweierlei Fazies auf, und zwar als Ton entlang dem Nordfuße der Bückeberge und des Deisters, am Süntel, Osterwalde und Hils, als Sandstein am Teutoburger Walde. Dementsprechend ist die landschaftliche Erscheinungsform eine völlig verschiedene. Den Untergrund von Niederungsgebieten bildet er bei Bückeburg, Stadthagen und in der Deistermulde zwischen Deister einerseits, Stemmer und Gehrdener Berg anderseits, aufragende Bergzüge bezeichnen seinen Verlauf entlang dem Teutoburger Walde von der Burg Blankenrode im äußersten Süden bis Bevergern östlich der Ems. Als ununterbrochenes Band krönt der Teutoburgerwaldsandstein, der von Altenbeken an nordwärts außer dem Neokom noch den tiefsten Teil der folgenden Stufe, des Gault, umfaßt, den östlichen Steilhang des Eggegebirges und bildet hier die Wasserscheide zwischen Weser und Rhein; die Felsnadeln der Externsteine bei Horn bestehen aus ihm, wie weiterhin ganz oder zum größten Teile der Stemberg bei Berlebeck, die Grotenburg bei Detmold, der Tönsberg bei Örlinghausen, die Hünenburg bei Bielefeld, der Barenberg bei Borgholzhausen und der Dörenberg bei Iburg.
Abb. 5. Blick vom Deister über das Tal von Springe (Lias und Dogger) zum Saupark (mittlerer Bergzug, Weißer Jura) und Nesselberg (hinterer Bergzug, Wealden). Zwischen Saupark und Nesselberg liegt das von Münder Mergel erfüllte Längstal (s. [Abb. 6]). Nach einer Photographie von F. Schöndorf 1908. (Zu Seite [9].)
Der Gegensatz zwischen der Sandsteinfazies des Neokoms am Teutoburger Walde und der Tonfazies in den nordöstlich liegenden Gebieten findet seine einfache Erklärung dadurch, daß im Gebiete des heutigen Westfalens ein Festland entstanden war und in dessen Umrandungsgebiete, d. h. dort, wo sich heute der Teutoburger Wald erhebt, Sande und Geröllagen sedimentiert wurden, während in die küstenferneren Gebiete nur noch die feineren tonigen Materialien transportiert werden konnten.
Abb. 6. Der Deister-Saupark-Sattel. (Zu Seite [9] u. [18].)
Maßstab ca. 1 : 125000. 1 = Mittlerer Keuper. 2 = Lias. 3 = Dogger. 4 = Oxford. 5 = Kimmeridge, Gigasschichten und Plattenkalke. 6 = Münder Mergel. 7 = Serpulit. 8 = Wealden. 9 = Neocom. 10 = Diluvium. Zur Abkürzung des Profiles ist die Verwerfung zwischen Keuper und Wealden, die erst südwestlich Brünnighausen durchsetzt, etwas nach Nordosten verschoben.
Den oberen Teil der Unteren Kreide, den Gault, finden wir am Hils zu unterst durch den »Hilssandstein« vertreten, der hier den Kamm mit der höchsten Erhebung, der »Bloßen Zelle«, zusammensetzt, und ferner durch »Minimuston« und »Flammenmergel«; dem Hilssandstein entspricht an der südlichen Egge, so am Altenbekener Tunnel, ein glaukonitischer, sandiger Ton, am übrigen Teutoburger Walde der obere Teil des Teutoburgerwaldsandsteins, dem Minimuston bei Altenbeken und weiter südlich der rotgefärbte »Gaultsandstein«, am übrigen Teutoburger Walde der »Grünsand des Osnings«, und Flammenmergel ist am ganzen Teutoburger Walde in ähnlicher Entwicklung, wie am Hils, vorhanden.
Von der oberen Kreide sind Cenoman und Turon in der Hauptsache durch hellgefärbte, teils etwas mergelige Kalke, sogenannte »Pläner«, vertreten. Diese setzen am Hils bei Grünenplan und Kaierde den Heimberg, Idtberg und Fahrenberg zusammen und haben ihre weiteste Verbreitung am Teutoburger Walde. Dort bauen sie im Hinterlande der Egge die gesamten Bergrücken bis hin zur Senne auf, die hier an Höhe hinter dem Kamm des Teutoburgerwaldsandsteins etwas zurückbleiben, während am Osning der Pläner in gezackten Kämmen vielfach den ihm nördlich parallel verlaufenden Sandstein überragt. An der Basis der Plänerformation bilden die Cenomanmergel infolge der geringen Widerstandsfähigkeit gegen die Verwitterung ein Längstal zwischen dem Bergzuge der Untern Kreide und den Plänerbergen, das am ganzen Teutoburger Walde als höchst charakteristisches Landschaftselement zu verfolgen ist ([Abb. 7]). In ihm liegen an der Egge die Ortschaften Herbram, Schwaney, Buke, Altenbeken, Feldrom, und hier hat es bei flacher Lagerung der Schichten eine erhebliche Breite, während es am Osning bei steiler Stellung der Schichten und entsprechender Verschmälerung ihres Ausgehenden weniger breit, aber nicht minder deutlich verfolgbar ist.
Abb. 7. Das Längstal der Cenomanmergel bei Berlebeck im Teutoburger Walde.
Nach einer Photographie von H. Stille 1908.
Das Senon ist im Gebiete des Teutoburger Waldes durch die wenig widerstandsfähigen »Emscher Mergel« vertreten, und es ist nur natürlich, daß in der Linie Brackwede-Schlangen-Lippspringe-Paderborn, in der es an die harten Pläner des Teutoburger Waldes angrenzt, das Gebirge seinen Süd- beziehungsweise Ostrand erreicht und die weite Ebene beginnt, die unter einer zum Teil recht mächtigen Decke von Quartärbildungen die senonen Schichten enthält.
Tertiär.
Tertiärgebirge ist nur in vereinzelten, meist versenkten Schollen bekannt, von denen diejenige von Bünde in Westfalen wegen ihres großen Reichtums an oberoligocänen Versteinerungen besondere Berühmtheit erlangt hat. In die Tertiärzeit fallen auch die Ergüsse basaltischer Gesteine, die wir im südlichsten Teile des Wesergebirgslandes, z. B. in der Warburger Börde (Desenberg bei Warburg, Hüssenberg bei Eißen), am Reinhardswalde (Gahrenberg, Staufenberg, Sababurg), Solling (Bramburg) und südlich des Solling (Hoher Hagen) finden. Der nördlichste deutsche Basalt bildet einen kurzen und schmalen Gang in der Trias von Sandebeck am Eggegebirge.
Eiszeit.
Von Detmold zum Wesertale südlich Hameln und weiter um das Nordende des Iths herum in die Hilsmulde hinein, um den Kahnstein und um die Berge an der linken Seite des Leinetales bis nach Freden zieht sich in gewundenem Verlaufe der Südrand der diluvialen Vereisung. Der Lippische Wald lag noch außerhalb derselben, während sie durch die Quertäler des Osnings und zum Teil auch noch über diesen hinweg nach Süden in das Münstersche Becken vordrang. Wie weit die nördlichen Bergzüge des Wesergebirgslandes als Inseln das Inlandeis überragten, mag dahingestellt bleiben, jedenfalls war z. B. der Deister völlig unter Eis begraben, wie Geschiebemergel mit nordischen Blöcken auf der Höhe des kleinen Gebirges am Bielstein beweist, und gleiches war auch bei den Bückebergen der Fall. Frühere höhere Wasserstände unserer Flußtäler, z. B. des Wesertales, deuten die über den heutigen Talböden liegenden Flußterrassen an. Gewaltige Kiesaufschüttungen sind der Porta Westfalica südöstlich vorgelagert und als Absätze der Weser aus einer Zeit gedeutet worden, in der das Inlandeis die westfälische Pforte von Norden verschloß und die von Süden kommenden Wasser anstaute.
Dünenbildung.
Am Osning und im Lippischen Walde liegen die Kreideschichten tief unter Dünensanden begraben, die besonders die Täler füllen ([Abb. 8]), doch auch den Höhen nicht ganz fehlen. Die Südgrenze der Überwehungen ([Abb. 9]) erklärt sich durch die Lage des Teutoburger Waldes zum Diluvialgebiete der Senne, dem die Sande entstammen, und die vorherrschende südwestliche Richtung der Winde, die den Transport besorgten.
Abb. 8. Dünenlandschaft im Lippischen Walde. Nach einer Photographie von H. Stille 1908.
Nach seiner inneren Struktur kann man das Weserbergland insofern als ein »Schollengebirge« bezeichnen, als in ihm die Zerrissenheit des Untergrundes in größere und kleinere Schollen die hauptsächlichste Erscheinungsform der gebirgsbildenden Kräfte ausmacht. Dabei ist es aber — wenigstens in weiten Teilen — keineswegs ein typisches Schollengebirge, vielmehr tritt uns ein Zusammenschub der Schichten zu Sätteln und Mulden, d. h. eine Faltenbildung, weithin entgegen, die sich am Osning, dem nördlichen Teutoburger Walde, bis zur Steilstellung und Überkippung großer Schichtenkomplexe steigert, und manche Teile, wie insbesondere den Osning, möchte man geradezu als durch weitgehende Bruchbildung modifizierte kleine Faltengebirge bezeichnen.
Abb. 9. Südrand der Dünenbildungen am Teutoburger Walde.
Maßstab 1 : 1500000.
Streichen der Bergzüge.
Das Streichen der Mehrzahl der Bergzüge, wie des Ith, Hils und Selter, Saupark und Deister, Wesergebirges und Osnings, geht vorwiegend in herzynischem Sinne, d. h. von Südosten nach Nordwesten. Nur zurücktretend findet sich auch nord-südlicher Verlauf der Gebirgszüge, wie am südlichen Teutoburger Walde, dem Eggegebirge, oder südwest-nordöstlicher, wie an den Bückebergen. Die Richtung der Bergzüge ist durch das gleichfalls vorwiegend herzynisch gehende Streichen der Schichten und Verwerfungen bedingt, während nord-südlich gerichtete, sogenannte »rheinische« Brüche in unserem Gebiete sehr zurücktreten und erst etwas südlich und östlich desselben, wie im Leinetale zwischen Eichenberg und Northeim, eine große Bedeutung für den Aufbau des Untergrundes gewinnen. Sie besitzen dort die mehr nordnordöstliche Richtung, die so charakteristisch für die gesamte große Bruchzone ist, die vom Oberrheintale durch Wetterau und Hessische Senke, durch das Leinetal und das westliche Randgebiet des Harzes zur Norddeutschen Tiefebene nachweisbar ist. Nicht eigentlich »rheinisch« ist aber das Eggegebirge gerichtet, wo vielmehr das Generalstreichen der Schichten und Dislokationen nordnordwestlich geht; das Eggegebirge hat aber damit eine Mittelrichtung zwischen der typisch herzynischen (Südost-Nordwest) und typisch rheinischen (Südsüdwest-Nordnordost) Richtung und ist auch das Ergebnis von Gebirgsbildungen in beiderlei Sinne. Indem sich aber der Einfluß der Gebirgsbildung im rheinischen Sinne am Teutoburger Walde von Süden nach Norden verschwächt, gewinnt die herzynische (nordwestliche) die Überhand und bestimmt schließlich allein den Verlauf des Osnings.
Der Überblick über den ziemlich komplizierten Aufbau des Weserberglandes wird durch die Verfolgung der geologischen Achsen erleichtert, d. h. derjenigen Linien, entlang denen eine besonders hohe Heraushebung der Schichten erfolgt ist. Wir beginnen im Nordwesten, im Gebiete von Osning und Wiehengebirge.
Der Osning.
Der Osning ist der nördliche, die nordwestliche Richtung befolgende Teil des Teutoburger Waldes, des Randgebirges der Westfälischen Kreidemulde. Während die Kreideschichten aber an der Egge, dem südlichen Teutoburger Walde, flach liegen und höchstens unter 7 bis 9° nach Westen, d. h. zum Innern der Mulde, geneigt sind, bildet am Osning die steile Aufrichtung der Kreideschichten die Regel, und weithin sind sie sogar überkippt, so daß älteres über jüngerem liegt, wie in dem Quertale von Brackwede-Bielefeld zu beobachten ist. Eine erhebliche Breite besitzt der Teutoburger Wald in seinem südlichen Teile, aber in dem Maße, wie bei steilerer Schichtenstellung der Ausstrich der festen Kreideschichten sich nach Nordwesten zu verschmälert, verringert sich auch die Breite des Gebirges, das endlich zu dem schmalen Zuge des Osnings wird. Nahe an die Kreide des Osnings, von ihr nur durch schmale Streifen von Jura oder Keuper getrennt, treten Röt und Muschelkalk heran, sind aber im Gegensatze zu den steilgestellten Schichten der Kreide ziemlich flach gelagert und fallen mit schwacher Neigung nach Norden ein, wo sie von Keuper und Jura überdeckt werden ([Abb. 10]). Im großen und ganzen ist der Osning ein Sattel, aber ein solcher mit derartig tief entlang der Sattelspalte oder einem System von Staffelbrüchen versenktem Südflügel, daß die Kreide in das Niveau der älteren Trias des Nordflügels gelangte. Abbildung 10 gibt davon ein schematisches Bild, dem etwa die Gegend östlich Bielefeld zugrunde liegt; in ihm sind zur Vereinfachung der Darstellung die Zwischenstaffeln zwischen oberem Buntsandstein und Kreide fortgelassen. Die westfälische Kreidemulde erweist sich gegenüber den Triasschichten des Osnings als ein Senkungsfeld großartigen Maßstabes, und der Nordrand dieses Senkungsfeldes fällt zusammen mit dem »Osningabbruch« entlang der »Osningachse«, der am ganzen Osning zu verfolgenden Hebungslinie dieses Gebirges ([Abb. 11]). Der Druck, der das Gebirge schuf, kam von Süden, und das Rückland, d. h. der der Druckrichtung zugewandte Teil des Osningsattels ging in die Tiefe, wobei sich die sinkenden[A] Schichttafeln beim Abgleiten entlang der stehenbleibenden[2] Masse des Nordflügels an ihrem äußersten Rande bis zur Überkippung aufrichteten und die Osningspalte weithin unter Fortwirkung des horizontalen Druckes zur Osning-Überschiebung wurde. Wir haben hier jenen Fall des Zusammenwirkens vertikalen Absinkens und horizontalen Druckes bei sinkendem Rücklande, den E. Sueß als »Rückfaltung« bezeichnet hat.
[2] Vergl. Anmerkung Seite [7].
Abb. 10. Schematisches Profil des Osnings (unter Fortlassung der Zwischenstaffeln zwischen Kreide und Buntsandstein).
Abb. 11. Die Hebungslinien des Teutoburger Waldes. Maßstab 1 : 1500000.
Abb. 12. Der Teutoburger Wald bei Detmold. Der vordere Bergzug besteht aus Muschelkalk und enthält die »Osning-Achse«, der hintere (Grotenburg mit Hermannsdenkmal) aus Kreide.
Nach einer Photographie von H. Stille 1908.
Wenn sich nun auch das tektonische Bild des Osnings, wie es in Abbildung 10 aus der Gegend östlich Bielefeld gegeben ist, in der verschiedensten Weise modifiziert, so bleibt doch als etwas Konstantes und Schritt für Schritt zu Verfolgendes die Heraushebung nach einer herzynisch gerichteten, vielfach aufgerissenen Sattellinie, der Osningachse, bestehen, und auch die paläozoischen Horste des Hüggels und der Ibbenbürener Bergplatte sind an diese Achse gebunden. Bis etwa bei Detmold liegt sie ganz nahe am Rande der westfälischen Kreide, rückt dann aber etwas von ihr ab. In Abbildung 12 bilden jenseits der Stadt Detmold die nach der Osningachse aufgewölbten Muschelkalkschichten den ersten Bergzug, jenseits dessen die das Hermannsdenkmal tragende Kreidekette sichtbar wird. Weiterhin ist die Achse vom Verfasser bis in das Vorland des Eggegebirges östlich von Driburg verfolgt worden, wo bei Herste diese bedeutendste aller Hebungslinien des Wesergebirgslandes in einem flachen Sattel von Röt und Wellenkalk ausklingt. Hier, wie weiter nördlich bei Hermannsborn, Vinsebeck und in gewissem Sinne auch bei Meinberg, sind an das Sprungsystem entlang der Achse Austritte von Kohlensäure gebunden. Bei Herste verwehren die undurchlässigen Rötschichten der Kohlensäure den Austritt, soweit nicht natürliche Spalten oder künstliche Bohrlöcher die Verbindung zur Tiefe schaffen. Abbildung 13 zeigt uns einen der erbohrten Kohlensäuresprudel der Firma Rommenhöller A.-G. zu Herste, der beim Aufsteigen Wasser mit sich aus der Tiefe emporreißt.
Abb. 13. Kohlensäuresprudel der Firma Rommenhöller A.-G. bei Herste.
Nach einer Photographie von Otto Liebert in Holzminden.
Abb. 14. Profil durch Falkenhagener Liasgraben und Köterberg. Maßstab 1 : 40000. (Zu Seite [18].)
Das Wiehengebirge.
Auf den Röt und Muschelkalk am Nordflügel des Osningsattels legen sich nördlich Bielefeld die Schichten des Keupers, Lias, Doggers und Malms, und nur unbedeutende Störungen und Auffaltungen modifizieren lokal das Bild einer normalen Schichtfolge vom Osning zum Wiehengebirge. Letzteres verdankt seinen Charakter als Gebirge allein der hohen Widerstandsfähigkeit der Weißjura- und einzelner Braunjuraschichten gegen die im Gebiete des Lias und Keupers tief eingreifende Denudation. Das Wiehengebirge ist somit ein »Schichtstufengebirge« am Nordflügel des Osningsattels, kein tektonisch selbständiger Gebirgszug, und auch seine Hebungslinie ist für einen Teil seiner Erstreckung die Osningachse ([Abb. 15]). Weiter nordwestlich erscheinen aber nördlich der Osningachse und parallel zu ihr zwei neue Achsen ([Abb. 10]), diejenige des Holter Sattels und diejenige des Piesberges[3], so daß wir hier zwischen der westfälischen Kreidemulde und dem Wiehengebirge nicht, wie weiter südöstlich, nur die eine Hebungslinie, die Osningachse, sondern deren drei haben, die sämtlich herzynisch gerichtet sind, und von denen die Piesbergachse als die nördlichste zur Hebungslinie des Wiehengebirges wird. Vom Karbon des Piesberges liegt bis zum Weißen Jura des Wiehengebirges eine einigermaßen ununterbrochene Folge nördlich einfallender Schichten, den Nordflügel des Piesbergsattels bildend. Eine etwas spießeckig gerichtete Verwerfung schneidet diese Schichten nach Westen ab, und zwar den Weißen Jura bei Neuenkirchen, und damit endigt das durch die Widerstandsfähigkeit der Juraschichten bedingte Wiehengebirge.
[3] Den Angaben über die Piesbergachse und die Endigung des Wiehengebirges liegen die Untersuchungen E. Haarmanns zugrunde.
Eggegebirge. Lippische Keupermulde.
Parallel zur Osningachse und südlich von ihr liegen nun im stark gestörten Vorlande des Eggegebirges weitere Hebungslinien, und alle diese verschwinden nach Westen unter der Kreide des Eggegebirges und Lippischen Waldes ([Abb. 10]); an der Egge hat die Kreide keinen Anteil an der Aufwölbung nach den Achsen, sondern legt sich diskordant über die aufgefalteten und gegeneinander verschobenen Schollen hinweg.
Wir haben am Eggegebirge den infolge der Widerstandsfähigkeit der Schichten als Gebirgswall aufragenden östlichen Denudationsrand der westfälischen Kreide, die hier flach und ungestört liegt. Die Faltung ist am Teutoburger Walde in vorcretacischer Zeit von Süden, dem Gebiete der heutigen Egge, ausgegangen und in postcretacischer (tertiärer) Zeit, teilweise vielleicht auch schon in spätcretacischer Zeit nach Norden, zum Osning, vorgerückt.
Abb. 15. Das Wiehengebirge als Schichtstufe auf dem Nordflügel des Osning-Sattels.
Kr = Kreide. j3 = Malm. j2 = Dogger. j1 = Lias. Kp = Keuper. m = Muschelkalk. bs = Buntsandstein. (Zu Seite [16].)
Im Gegensatz zu der Gestörtheit der Schichten am Teutoburger Walde haben wir in dem weiten Gebiete zwischen diesem Gebirge und der Weser recht regelmäßige Lagerungsverhältnisse. Den Hauptteil nimmt die Lippische Keupermulde ein, aus der sich der in seinem Kerne aus Buntsandstein bestehende Pyrmonter Sattel herauswölbt. Die Verwerfungen, die in der Tiefe des Pyrmonter Talkessels aufsetzen, sind in bezug auf Sprunghöhe zwar nicht bedeutend, aber insofern höchst bemerkenswert, als an ihnen die Heilquellen des Bades zur Tagesoberfläche gelangen. Im herzynischen Fortstreichen des Pyrmonter Sattels wölbt sich ein Muschelkalksattel südöstlich Vlotho aus dem Keuper empor, und weiterhin entfällt in das System der Störungen entlang der »Pyrmonter Achse« ein von Vlotho bis Oeynhausen verfolgbarer Sprung, welcher der in tiefen Schichten der Erdkruste beheimateten Thermalsole des Bades Oeynhausen den Weg in höhere öffnet, aus denen sie durch Bohrlöcher gewonnen wird. 10 km südwestlich davon verläuft der »Quellsprung« des Bades Salzuflen, der Nordabbruch der Herforder Liasmulde. Die Pyrmonter Achse ([Abb. 9]) ist eine Parallelachse zu derjenigen des Osnings, und es wird noch festzustellen sein, ob sie als die Fortsetzung der Piesbergachse jenseits eines Gebietes mehr schwebender Lagerung gelten darf. Den südlichen Teil der Lippischen Keupermulde durchzieht in nordwest-südöstlicher Richtung von Polle bis fast zur Egge eine Zone eingesunkener Liasschichten, die Falkenhagener Grabenzone. Sie verläuft etwas nördlich des Köterberges, der auf der Höhe aus Oberem Keuper (Rhät) besteht, den wir am Falkenhagener Graben tief versenkt unter dem Lias zu suchen haben. Treppenförmig erfolgt dabei der Abbruch, wie in Abbildung 14 in der Höhenlage des Rhäts am Bentberge zum Ausdrucke kommt.
Nach Südosten folgen links der Weser zwischen Höxter und Holzminden als Liegendes der sich allmählich heraushebenden Keupermulde die Schichten des Muschelkalkes, die sich nach Westen in der Brakeler Muschelkalkschwelle fortsetzen, und darunter endlich jenseits der Weser die weit ausgedehnten Buntsandsteinschichten des Sollinger Waldes, die hier vielfach durch grabenförmig versenkte Streifen von Tertiärgebirge unterbrochen sind; an solche versenkten Streifen ist der Braunkohlenbergbau des Sollings gebunden.
Die Gebirge rechts der Weser.
Die geologische Fortsetzung des Sollings nach Süden und gewissermaßen nur ein von ihm durch das Wesertal abgetrennter Teil ist der Reinhardswald. Nordöstlich des Sollings, teilweise zwar von ihm durch die Liasversenkung des Einbeck-Markoldendorfer Beckens getrennt, verläuft ein Zug in sich sattelförmig angeordneter und an Verwerfungen gegenüber den Nachbargebieten herausgehobener Buntsandsteinschichten, der die Bergzüge des Elfas, Homburgwaldes und Voglers zusammensetzt. Wir finden in ihm eine wichtige Hebungslinie des Wesergebirgslandes, die wir nach der in sie entfallenden Antiklinale des Elfas als die »Elfasachse« bezeichnen können und an der im Gebiete der Homburg sogar Zechsteinschichten die Tagesoberfläche erreichen. Gegen die entlang dieser Achse aufragenden alten Schichten liegt nach Feststellungen von O. Grupe der Solling an einer herzynischen Bruchzone abgesunken. Eine Hebungslinie von gleicher tektonischer Bedeutung, die »Leinetalachse«, folgt dem Leinetale zwischen Elze und Groß-Freden und bringt dort die Kalisalze des Zechsteins in abbauwürdige Teufen. Zwischen der Elfas- und der Leinetalachse liegt mit gleichfalls herzynischem Streichen das aus Jura- und Kreideschichten zusammengesetzte tektonische Senkungsfeld der Hilsmulde. Scharf hebt sich in ihr der Weiße Jura heraus, der am Südwestflügel den Ith, am Nordostflügel den Kahnstein, Thüster Berg, Duinger Berg und Selter zusammensetzt. Das Innere der Mulde bilden Kreideschichten, die den hochaufragenden Bergzug des Hils bilden, nach dem die ganze Mulde benannt ist. Vom Ith zur Weser bei Bodenwerder durchwandern wir Keuper und Muschelkalk quer zu ihrem Streichen und kreuzen die im Fortstreichen leicht verfolgbaren Rücken der festen Schichten, zunächst denjenigen des Rhäts, der zur Hasselburg und zum Schecken (Obensburg) bei Hameln führt, und danach denjenigen des Muschelkalkes. Zwischen dem aus Buntsandstein bestehenden Vogler und dem Muschelkalkzuge bilden die mürben Schichten des Röts, zwischen dem Muschelkalk- und dem Rhätzuge diejenigen des Mittleren Keupers und zwischen Rhätzug und Ith diejenigen des Unteren und Mittleren Juras herzynisch streichende Einsenkungen. Den Gegenflügel des Muschelkalkzuges im Vorlande des Iths finden wir zwischen Kahnstein und Leine in dem Bergzuge des Külf.
Abbildung 6 auf Seite [10] zeigt ein Profil durch die Bergzüge zwischen dem Nordende der Hilsmulde und der Hannoverschen Tiefebene. Im großen und ganzen haben wir einen Sattel, dessen Kern im Tale von Springe liegt und dessen Flügel vom Deister einerseits, vom Saupark und Nesselberg anderseits gebildet werden. Die miteinander verschmelzenden Bergzüge des Osterwaldes, Sauparks und Nesselberges gehören tektonisch eng zusammen und bilden eine in sich stark zerrüttete Mulde von Wealden und Juraschichten, von der allerdings im nördlichen Teile der Westflügel durch die in Abbildung 6 angedeutete Verwerfung teilweise abgeschnitten ist.
Die am südöstlichen Deister noch fehlenden Münder Mergel stellen sich etwa in der Höhe von Springe ein und schwellen nach Westen und Nordwesten stark an, wo aus ihnen in den Salinen von Münder und Sooldorf Sole gewonnen wird. Der nordwestliche Teil des kleinen Deistergebirges besteht in der Hauptmasse aus nordwärts fallenden Schichten des Wealden, und in dem Maße, wie der feste Wealdensandstein nach Bad Nenndorf zu an Mächtigkeit verliert, verringert sich auch die Höhe des Gebirges, wobei allerdings noch allerlei Störungen eine Rolle spielen. Eine schmale Niederung trennt bei Nenndorf das Nordwestende des Deisters von dem Nordostende der Bückeberge, die in diesem äußersten Teile den Namen Heisterberg führen, und Deister und Heisterberg ordnen sich mit ihren Schichten symmetrisch zu einer nord-südlich gerichteten Achse derart, daß wir sie als stark divergierende Flügel eines Sattels ansprechen können. Diese Achse nimmt im Fortstreichen die herzynische Richtung, die der Deister in seiner ganzen Länge befolgt und die auch von den Bückebergen weiter östlich eingeschlagen wird, und die abweichende Richtung der östlichen Bückeberge beruht auf rein lokaler Ausbiegung der Schichten inmitten eines im übrigen herzynischen Sattelsystems.
Wir sahen bereits, daß die Bückeberge eine durch die Widerstandsfähigkeit der Wealdensandsteine bedingte Gebirgsschwelle im Hangenden des Juras der Wesergebirgskette und des südlich der Weser sich heraushebenden Keupers sind ([Abb. 4]). Die Wesergebirgskette führt nach Osten zum Süntel, und zwar bilden die Weißjuraschichten im Fortstreichen der Weserkette, wie neuerdings E. Scholz im einzelnen untersucht hat, den Südflügel der Süntel-Synklinale, deren Inneres im östlichen Teile des kleinen Gebirges neben gering ausgedehntem Neokom die im großen und ganzen die Form eines Hufeisens beschreibenden Schichten des Wealden einnehmen, die den Untergrund der höchsten Erhebungen des Süntels bilden.