Geologie des Stadtgebietes von Dinslaken

Geographischer Überblick

Dinslaken ist eine Stadt im Kreis Wesel mit rund 67000 Einwohnern. Naturräumlich gehört die Stadt zum Niederrheinischen Tiefland und dort zu den Haupteinheiten der Mittleren Niederrheinebene und im östlichen Stadtgebiet zu den Niederrheinischen Sandplatten.

Geologischer Überblick

Abb 1. zeigt eine vereinfachte geologische Karte von Dinslaken und Umgebung. Die Oberfläche Dinslakens wird überwiegend von quartärzeitlichen Sedimenten eingenommen. Im Westen sind dies vor allem die weichselzeitliche Niederterrasse, spätglaziale Hochflutablagerungen und holozäne Auensedimente. Im östlichen Stadtgebiet, in topographisch erhöhter Lage, ist die saalezeitliche Grundmoräne großflächig vorhanden, dazu liegt die Hauptterrasse des Rheins an der Oberfläche. Sedimente aus dem Tertiär, die im Untergrund durchgehend verbreitet sind, streichen gebietsweise im Nordosten des Stadtgebietes aus. Sie gehören zur Lintfort-Subformation.

Gesteine aus dem Paläo- und Mesozoikum, die in großer Mächtigkeit im Raum Dinslaken abgelagert wurden, erreichen nirgendwo die Oberfläche. Diese Gesteinsschichten sind aber durch den umgegangenen Steinkohlenbergbau gut bekannt.

Abb. 1: Geologische Karte Dinslaken (generalisiert); Topographie: © OpenStreetMap-Mitwirkende Lizenz: www.openstreetmap.org/copyright

Karbon (358 - 298 Mill. Jahre vor heute)

Im Untergrund von Dinslaken finden sich mehrere tausend Meter mächtige, überwiegend klastische Sedimente des Karbons. Diese liegen unter einem nach Norden hin zunehmend mächtigeren Deckgebirge und sind der direkten Beobachtung nicht zugänglich. Kennzeichnend für das Oberkarbon sind die in die klastischen Abfolgen eingeschalteten Kohlenflöze. Diese entstanden aus ehemaligen Torfablagerungen. Für deren Umwandlung in Steinkohle war eine Versenkung in große Tiefe und die damit verbundene Temperaturzunahme wesentlich.

Im Devon nahm die Variszische Gebirgsbildung, die weite Teile Mitteleuropas erfasste, ihren Anfang. Bereits im Devon vollzog sich die Annäherung der beiden Kontinente Laurussia und Gondwana (Walter 2003). Ab dem Unterkarbon bildete sich zwischen den sich annähernden Kontinentblöcken ein Senkungsraum, dessen nördlicher Abschnitt die Vortiefe des aufsteigenden Gebirges wurde und als Subvariszische Saumtiefe bezeichnet wird. Dinslaken war Teil dieses Beckens, das sich von den Britischen Inseln über Belgien und das Ruhrgebiet bis nach Osteuropa erstreckte. Der zwischen beiden Kontinenten liegende Rheische Ozean wurde im Verlauf des Karbons vollständig geschlossen, was gegen Ende des Karbons zur Heraushebung des Variszischen Gebirges und zur Entstehung des Superkontinentes Pangäa führte.

Die nach Norden wandernde Saumtiefe nahm während des Oberkarbons mächtige Flysch- und Molasse-Sedimente auf, die anschließend noch teilweise in die Faltung einbezogen und entlang weitreichender Überschiebungsbahnen auf das nördliche Vorland geschoben wurden. Mit seiner morphologischen Aufrichtung im höheren Oberkarbon begann zugleich die Abtragung des Variszischen Gebirges.

Unterkarbon

Im Unterkarbon lag das Dinslakener Stadtgebiet in einem Meeresbecken, welches dem aus der Kaledonischen Gebirgsbildung hervorgegangenen Festland im heutigen Nordeuropa vorgelagert war. Diese nördliche Landmasse wird wegen ihrer roten, überwiegend klastischen Sedimente auch als Old-Red-Kontinent bezeichnet.

Zu Beginn des Unterkarbons erfolgte eine deutliche Ausweitung und Vertiefung des Meeres nach Norden und Nordwesten (Grabert 1998). Im Nordwesten des Beckens, zu dem auch der Raum Dinslaken gehörte, entstanden karbonathaltige, fossilreiche Flachwasserkalke. Die als Kohlenkalk-Fazies bezeichneten Gesteine verzahnen sich in südöstlicher Richtung mit Alaun- und Kieselschiefern, Grauwacken und Tuffen. Diese landferne Fazies, die sich etwa östlich von Mülheim findet, wird als Kulm bezeichnet.

Oberkarbon

Die Senkungsbewegung der Subvariszischen Saumtiefe wurde über lange Zeit durch den Sedimenteintrag in das Becken kompensiert, so dass eine Ebene entstand, die nur wenig über dem Meeresspiegel lag und auch gelegentlich vom Meer überflutet wurde (Abb. 2).

Abb. 2: Paläogeographie des Oberkarbons im nördlichen Mitteleuropa

Das Oberkarbon des Ruhrgebietes besteht aus einer zyklischen Abfolge von Ton-, Schluff- und Sandsteinen sowie eingeschalteten Steinkohlenflözen. Ein Zyklus beginnt oberhalb eines Flözes mit Tonsteinen. Zum Hangenden hin folgen Schluff- und anschließend Sandsteine. Danach nimmt die Korngröße wieder ab bis zum nächsten Auftreten von Tonsteinen. Dieser liegt unterhalb des folgenden Flözes, enthält oft einen Wurzelboden und beendet den Zyklus.

Die Schichtenfolge der Karbons im Raum Dinslaken reicht vom Namur A bis in das Westfal C. Das Flözleere umfasst das Namur A und Teile des Namur B. Es besteht aus Alaunschiefern, Ton-, Schluff- und Sandsteinen. Mit der Kaisberg-Formation im höheren Namur B setzt dann die Flözführung ein (Abb. 3). Zu dieser Zeit war die Subvariszische Saumtiefe weitgehend aufgefüllt und das Meer zurückgedrängt, so dass sich eine flache Seen- und Sumpflandschaft ausbilden konnte. Die Kaisberg- und die im Hangenden folgende Sprockhövel-Formation zeigen noch deutlich marinen Einfluss, der im Unteren Westfal A in der Witten-Formation, die bereits viele Steinkohlenflöze enthält, schon abnimmt.

Abb. 3: Stratigraphie des Oberkarbons (vereinfacht) im Ruhrgebiet und Rheinischen Schiefergebirge

Das Obere Westfal A umfasst die Schichten der Bochum-Formation, die eine Abfolge von Ton-, Schluff- und Sandsteinen mit zahlreichen Steinkohlenflözen darstellen. Sie beginnen mit dem marinen Plaßhofsbank-Horizont und enden unmittelbar unter dem marinen Katharina-Horizont. Insgesamt gibt es mehrere marine und brackische Einschaltungen in der Bochum-Formation. Die Flöze treten verstärkt im oberen Bereich der Schichtenfolge auf.

Das Untere Westfal B wird von den Schichten der Essen-Formation eingenommen. Sie beginnt im Hangenden von Flöz Katharina und endet unterhalb des marinen Domina-Horizontes. Marine Einschaltung treten zwar weiterhin auf, der marine Einfluss ist aber noch geringer als in der Bochum-Formation. Die Schichtenfolge ist insgesamt feinkörnig und arm an Sandsteinen. Leitende Sandsteinhorizonte fehlen. Die meisten Steinkohlenflöze finden sich im mittleren und oberen Abschnitt der Essen-Formation.

Die Horst-Formation im Oberen Westfal B ist wieder sandreicher und abgesehen von ihrer Basis durchweg nichtmariner Entstehung. Sie beginnt mit dem marinen Domina-Horizont und enden mit Flöz Ägir. Die Flöze der Horst-Formation sind oftmals von schwankender Mächtigkeit und unrein, so dass viele der Flöze nicht abbauwürdig waren.

Das Untere Westfal C wird von der Dorsten-Formation eingenommen, die mit dem marinen Horizont im Hangenden von Flöz Ägir beginnt. Weitere marine Einschaltungen sind nicht vorhanden, die Schichten zeichnen sich durch unregelmäßige Flöze, mächtige Sandsteinlagen und Sandsteinhorizonte aus. Die Lembeck-Formation des Oberen Westfal C findet sich nur als kleiner Rest in tektonisch geschützter Lage. Mit der Lembeck-Formation, deren Kohlenflöze nicht abbauwürdig waren, endet die karbone Abfolge im Raum Dinslaken.

Perm (298 - 251 Mill. Jahre vor heute)

Im Perm endete die Variszische Gebirgsbildung, als deren Ergebnis der Großkontinent Pangäa entstanden war. Abtragung des Gebirges bei ariden Klimabedingungen und flachmarine Meeresvorstöße mit überwiegend salinarer Sedimentation waren Kennzeichen des Perms in Mitteleuropa.

Rotliegend

Im Rotliegend kam es unter festländischen Bedingungen zur schnellen Abtragung des Variszischen Gebirges. Im nördlichen Gebirgsvorland entstand eine kontinentale Senke, die als Norddeutsches Becken bezeichnet wird. Ihr Zentrum lag etwa im Bereich der heutigen Nordseeküste und des heutigen Schleswig-Holsteins.

Bei aridem Klima entstanden während des Rotliegend vor allem rotfarbene Verwitterungsprodukte, die jedoch im Raum Dinslaken nicht erhalten geblieben sind. Eine erkennbare Rotfärbung der jüngsten Karbon-Schichten geht aber auf die Verwitterungsprozesse im Rotliegend zurück.

Zechstein

Zu Beginn des Zechsteins drang das Meer von Nordosten her aus dem Norddeutschen Becken über die tektonische Senkungszone der Niederrhein-Ems-Senke an den Niederrhein vor. Es entstand ein flaches Randmeer, das durch eine Schwelle nördlich von Bocholt vom offenen Meer abgetrennt wurde. In diesem Niederrheinischen Becken, dessen Zentrum etwas nördlich von Wesel lag und das im Osten bis Dinslaken reichte, kann es zur Ausfällung evaporitischer Sedimente. Dabei können mehrere Eindampfungszyklus unterschieden werden, die sich mit den Zechstein-Zyklen im nördlich gelegenen Hauptbecken korrelieren lassen. Voraussetzung für diese Entwicklung war, dass die Schwelle bei Bocholt sporadisch die Zufuhr von Meereswasser in das Nebenbecken am Niederrhein unterband und es dann dort unter ariden Klimaverhältnissen zur Ausfällung von Evaporiten kam.

In dem flachen Becken lassen sich die ersten vier der norddeutschen Zechstein-Zyklen nachweisen (Abb. 4). Allerdings setzte die Entwicklung bereits früher ein als im Hauptbecken. Die größte Verbreitung und Mächtigkeit hatte am Niederrhein der Zechstein 1 (Werra-Formation). Mit dem Zechstein 2 (Staßfurt-Formation) verlagerte sich das Beckenzentrum schon weiter nach Nordosten, so dass nur noch am nördlichen Niederrhein ein vollständiger Eindampfungszyklus entstand. Die folgenden Zyklen bildeten sich noch unvollständiger aus.

Abb. 4: Gliederung des Zechsteins am Niederrhein

Sedimente des Zechsteins sind im Untergrund Dinslakens weiträumig vorhanden. Sie liegen diskordant auf dem eingeebneten Oberkarbon. Ihre Verbreitung wird stark von tektonischen Bruchstrukturen beeinflusst (Abb. 5). Besonders mächtig sind die Ablagerungen im spätvariszisch angelegten Dinslakener Graben. In den östlichen Stadtteilen, etwa im Bereich Dinslaken-Lohberg, fehlt der Zechstein, da er dort bereits erodiert wurde. Da Dinslaken am Rande des Zechstein-Beckens lag, ist eine vom Beckenzentrum abweichende Randfazies entwickelt, in der der Eindampfungszyklus nicht bis zur Bildung von Steinsalz reichte.

Abb. 5: Verbreitung der Schichteinheiten des Zechsteins im Raum Dinslaken, verändert und vereinfacht nach Geologischer Dienst NRW (2020)
Abb. 6: Schichten des Zechstein 1 (Werra-Formation) im Raum Dinslaken, im Profil dargestellt sind die maximalen Mächtigkeiten, Angaben nach Jansen (1995)

Die Schichtenfolge beginnt auch im Raum Dinslaken mit der typischen Abfolge von Zechstein-Konglomerat und Kuperschiefer (Abb. 6). Das Zechstein-Konglomerat entstand, als das vorrückende Meer den anstehenden Untergrund aus Rotliegend-Ablagerungen aufarbeitete. Bei der Ablagerung des Kuperschiefers, der eigentlich ein Ton- oder Schluffstein ist und am Niederrhein kaum Erz enthält, herrschten Stillwasserbedingungen. Die Feinschichtung des Gesteins konnte entstehen, da es kaum Strömungen gab. Die mangelnde Sauerstoffzufuhr führte dazu, dass zahlreiche Tier- und Pflanzenreste, die auf den Meeresboden sanken, als Fossilien im Kupferschiefer erhalten blieben.

Während der Bildung der Zechstein-Mergel verbesserte sich zeitweise der Wasseraustausch über die Schwelle mit dem Hauptbecken wieder, ehe mit der Ausscheidung des Werra-Anhydrits die Salzbildung begann. Bis zur Ausfällung von Steinsalz kam es im Stadtgebiet Dinslaken wegen seiner Lage am Beckenrand nicht. Die folgenden Zechstein-Zyklen treten im Untergrund von Dinslaken nur noch in sehr geringer Mächtigkeit auf und bestehen überwiegend aus Anhydrit und Salztonen. Mit dem Zechstein 4 (Aller-Formation) endete die permische Sedimentation am Niederrhein.

Trias (251 - 201 Mill. Jahre vor heute)

In der Trias blieb die paläogeographische Ausgangslage ähnlich wie im Perm, so dass Dinslaken weiterhin am Rande des Niederrheinischen Beckens lag. Im warmen und trockenen Klima der Trias waren Niederschläge zwar selten, konnten dann aber sehr stark ausfallen.

Fast der gesamte Niederrhein wurde von Sedimenten der Trias bedeckt, wobei diese Ablagerungen später großflächig wieder erodiert wurden. In der geschützten Lage des Dinslakener Grabens bleib jedoch eine recht vollständige Schichtenfolge des Buntsandsteins erhalten.

Im Unteren Buntsandstein des Dinslakener Grabens finden sich Sandsteine der Niederrhein-Formation. Dabei handelt es sich um überwiegend sandige Schüttungen, die aus südlicher und südwestlicher Richtung in das Becken gelangten. Der Mittlere Buntsandstein besteht aus kalkhaltigen Ton- und Feinsandsteinen, die geringe Anteile Schluff und teilweise auch Mittelsand enthalten. Im Oberen Buntsandstein (Röt) führte die zunehmende Einebnung der umliegenden Hochgebiete dazu, dass die Ablagerungen feinkörniger wurden. Es treten vor allem tonig-evaporitische Sedimente auf. Im Dinslakener Graben finden sich Gips, Anhydrit und dolomitische Tonsteine. Diese sind von geringer Mächtigkeit oder fehlen nach Südosten hin ganz. Muschelkalk und Keuper sind im Untergrund von Dinslaken nicht bekannt, gleichwohl im näheren Umfeld durch Bohrungen nachgewiesen.

Jura (201 - 145 Mill. Jahre vor heute)

Im Jura drang von Norden her das Meer bis in an den Niederrhein und in das Ruhrgebiet vor. Die Küste lag im südlichen Ruhrgebiet, wo die Rheinische Masse als Festlandsblock aus dem Jura-Meer ragte. Liassische Sedimente, darunter Eisenoolithe, Ton- und Mergelsteine, sind nordwestlich von Dinslaken erhalten geblieben. Im Untergrund des Dinslakener Stadtgebietes treten sich nicht auf, da sie dort wahrscheinlich schon ab dem Malm abgetragen wurden. Im Malm stellten sich wieder festländische Bedingungen am Niederrhein ein.

Kreide (145 - 66 Mill. Jahre vor heute)

Kretazische Sedimente, die vor allem sandige und mergelige Flachwasserbildungen darstellen, sind durchgängig im Untergrund des Stadtgebietes vorhanden. Unmittelbar an die Oberfläche gelangen sie nirgendwo. Die Ablagerungen der Kreide bilden Teil des Deckgebirges, das heute über dem variszisch konsolidierten Oberkarbon liegt. Die Karbon-Oberfläche taucht nach Nordwesten hin ab und wird gleichzeitg von einem zunehmend mächtigeren Deckgebirge überlagert.

Die Schichten der Kreide wurden nach ihrer Ablagerung tektonisch verformt. In der Laramischen Phase in der höheren Oberkreide wurden Störungen, die schon die Karbon-Schichten durchziehen, reaktiviert. Während diese Störungen ursprünglich durch Dehnungsvorgänge gebildete Abschiebungen waren, kam es ab dem Santon zu Inversionsbewegungen. Einengungsbewegungen führten nun zu Aufschiebungen und Horizontalverschiebungen, die auch das Deckgebirge erfassten. Neben Bruchtektonik wurden die Kreide-Schichten in weitspannige Falten gelegt. Im Raum Dinslaken ist dies der Dinslakener Kreidesattel.

Die Kreide ist weltweit geprägt durch eine große Ausdehnung des Meeres. Diese hatte ihre Ursache in einem verstärkten Vulkanismus. Vulkane auf dem Meeresboden verursachten eine thermische Anhebung des Ozeanbodens und führten zur Entstehung großer Basaltplateaus, so dass sich das Fassungsvermögen der Ozeane reduzierte und das Meer auf die umliegenden Festländer übergriff.

Unterkreide

Während sich im Niedersächsischen Becken bereits in der frühen Unterkreide marine Verhältnisse einstellten, lagen Dinslaken und der Niederrhein noch auf dem Festland. Aus dem Valangin und dem Barrême stammen am nördlichen Niederrhein die limnisch-fluviatilen Ablagerungen der Kuhfeld-Formation, die eine meistens schwach verfestigte Folge von Sanden, Kiesen und Tonen mit geringmächtigen Braunkohlenlagen darstellen. Die Kuhfeld-Formation reicht im Untergrund etwa bis an das Dinslakener Stadtgebiet heran.

Im Hauterive wurde der Raum Dinslaken erstmals von einem Kreide-Meer erreicht, welches sich jedoch anschließend nochmal zurückzog. Der Meeresvorstoß aus nördlicher bis nordöstlicher Richtung folgte dabei über eine bruchtektonisch angelegte Senkungszone.

Im Alb stieß das Meer dann bis in den Raum Duisburg vor. Dinslaken lag nun in einem Flachmeer, dessen Küste wenige Kilometer weiter südlich verlief. Die Ablagerungen der Alb-Stufe gehören in die Olfen-Formation. Es sind küstennahe Bildungen überwiegend in Form grüner, glaukonithaltiger Fein- bis Mittelsande. Teilweise sind sie auch zu Sandsteinen verfestigt. Am Ende des Albs zog sich das Meer erneut vom Niederrhein zurück, so dass der Dinslakener Raum festländisch wurde.

Oberkreide

Im Cenoman kehrte das Meer zurück bis an den Nordrand der Rheinischen Masse. Damit lag Dinslaken wieder im Bereich eines Flachmeeres, dessen Zentrum sich im Münsterländer Becken befand. Die größte Ausdehnung hatte dieses Meer während der Cenoman-Zeit. Die Küste lag etwa bei Duisburg und Mülheim. Die Schichtenfolge der Oberkreide im Dinslakener Stadtgebiet zeigt Abb. 7.

Entsprechend seiner küstennahen Randlage ist die Cenoman-Stufe im Untergrund von Dinslaken aus sandig-mergeligen und glaukonithaltigen Sedimenten aufgebaut. Weiter in Richtung Beckenzentrum werden die Ablagerungen mächtiger, feinklastischer und gleichförmiger. Außerdem nimmt der Kabonatgehalt zu und der Glaukonitanteil ab.

Abb. 7: Die Schichten der Oberkreide in Dinslaken

Das Cenoman im Dinslakener Stadtgebiet gehört zur Essen-Grünsand-Formation, die im südwestlichen Ruhrgebiet als küstennahe Flachwasserfazies auftritt. Sie beginnt mit einem nicht immer anzutreffenden Basiskonglomerat, dem ein Brauneisenstein-Horizont folgt. Darüber tritt der eigentliche Essen-Grünsand auf, bei dem es sich um glaukonithaltige Sande, Sandsteine, Mergel und Kalksandsteine handelt. Den Abschluss bildet eine harte Kalksteinbank, die sich als Leithorizont weiträumig im Ruhrgebiet und im Münsterland verfolgen lässt (Abb. 8).

Abb. 8: Gliederung der Essen-Grünsand-Formation (Cenoman-Stufe) im westlichen Ruhrgebiet

Das Turon beginnt mit der Büren-Formation (früher labiatus-Schichten) aus recht gleichmäßig aufgebauten glaukonitarmen Mergelkalksteinen und Kalkmergelsteinen. Mit deutlicher Schichtgrenze folgt darüber die Bochum-Grünsand-Subformation. Diese ist überwiegend als Feinsandstein oder feinsandiger Mergel ausgebildet und enthält hohe Anteile an Glaukonit, was sie als küstennahe Bildung kennzeichnet. Im Raum Dinslaken kommt auch eine tonreichere Variante vor. Eine Abgrenzung der Bochum-Grünsand-Subformation von der im Hangenden folgenden Soest-Grünsand-Subformation ist im westlichen Ruhrgebiet nicht möglich, da die zwischengeschaltete Oerlinghausen-Formation (früher lamarcki-Schichten) fehlt. Diese mergelig-kalkigen Schichten trennen am Ostrand des Ruhrgebietes beide Grünsande, die sich ansonsten petrographisch nicht unterscheiden lassen.

Die Coniac-Stufe beginnt mit Kalkmergelsteinen der Erwitte-Formation (früher schloenbachi-Schichten). Der überwiegende Teil des Coniacs besteht aber aus Ablagerungen, die der Emscher-Formation zugerechnet werden und im Ruhrgebiet weiträumig anzutreffen sind. Es handelt sich dabei um Mergel mit wechselnden Gehalten an Ton, Feinsand und Schluff. Auch Glaukonit tritt gebietsweise in den Gesteinen auf.

Im Raum Dinslaken stellten sich ab dem Coniac einheitlichere Ablagerungsbedingungen ein. So besteht die Emscher-Formation aus gleichförmigen Tonmergel-Abfolgen. Nur an der Grenze zum Santon nehmen Feinsand- und Glaukonitgehalt etwas zu. Petrographisch lässt sich der Übergang zum Santon nicht genau definieren. In die Tonmergelschichten schalten sich im Mittelsanton sandigere Ablagerungen ein, etwa grüne, glaukonitische Feinsandsteine, sandige Tonmergel und Sandmergel. Diese werden als Emscher-Grünsand-Subformation bezeichnet und sind ähnlich wie die Emscher-Mergel im Ruhrgebiet weiträumig anzutreffen. Zum Ende des Santons treten im Raum Dinslaken dann wieder feinkörnigere Sedimente der Mergel-Fazies auf.

Ohne scharfen Übergang folgen im Hangenden grünliche Fein- bis Mittelsanden mit wechselnden Kalkgehalten der Haltern-Formation, die in der Regel nur wenig verfestigt sind. Sie werden dem höheren Santon zugeordnet. Örtlich werden diese Sedimente von einer karbonatreicheren Faziesausbildung vertreten. Dies sind die Schichten der Recklinghausen-Formation, die überwiegend aus sandigen, glaukonitführenden Mergeln bestehen.

Zu Beginn des Campans gab es einen kurzen Meeresrückzug, so dass eine Schichtlücke an der Santon/Campan-Grenze auftritt (Abb. 6). Die anschließend abgelagerten Schichten der Bottrop-Formation, die überwiegend aus feinsandigen Tonmergeln und Mergeln bestehen, belegen einen letzten kreidezeitlichen Meeresvorstoß bis nach Dinslaken. Zeitlich reicht ihre Entstehung bis zum Anfang des Obercampans.

Tertiär (66 - 2,6 Mill. Jahre vor heute)

Im Paleozän erreichte das Meer von Norden her den nördlichen Niederrhein. Dinslaken wurde von diesem Meeresvorstoß jedoch nicht erreicht. Im anschließenden Eozän bildete sich nach dem Rückzug des Meeres eine reliefarme Ebene aus, in der es bei feuchtwarmen Klimabedingungen zu einer intensiven Verwitterung der anstehenden Gesteine kam.

Im Oligozän führten tektonische Bewegungen zu einer Absenkung des Niederrheingebietes. Es begannen sich allmählich die Konturen der heutigen Niederrheinischen Bucht auszubilden. Konsequenz der Senkungsbewegungen war das Vordringen des Meeres nach Dinslaken und darüber hinaus bis in die Randbereiche des Bergischen Landes. Die dabei abgelagerten Meeressedimente im Raum Dinslaken gehören in die Rupel- und Chatt-Stufe.

Ablagerungen der Rupel-Stufe beginnen mit der Walsum-Subformation aus Feinsanden mit geringen Schluff- und Karbonatgehalten, die im Hangenden mit deutlicher Abgrenzung von der karbonatisch-tonigen Ratingen-Subformation überlagert wird. Letztere enthält neben Einschaltungen von Mergelsteinen auch deutlich sandige Lagen. Im Hangenden folgen die schluffig-feinsandigen Ablagerungen der Lintfort-Subformation mit einer lokal variierende Zusammensetzung. Neben schluffig-tonigen Lagen sind sie insbesondere in den höheren Abschnitten stärker feinsandig. Ohne scharfe Grenze geht die Lintfort-Subformation in die fossilreiche Grafenberg-Formation über, die bereits in die Chatt-Stufe gehört. Sie besteht überwiegend aus schluffig-feinsandigen Sedimenten.

Im Chatt erreichte die Nordsee in der Niederrheinischen Bucht ihre größte Ausdehnung. An der Oligozän-/Miozän-Grenze führten tektonische Hebungsbewegungen schließlich zum Rückzug des Meeres aus dem Niederrheingebiet. Damit endete die tertiärzeitliche Sedimentation im Stadtgebiet von Dinslaken.

Die oligozänen Meeresablagerungen sind in Dinslaken bis auf die Sedimente der Grafenberg-Formation, die nur im äußeren Nordwesten erhalten geblieben sind, durchweg vorhanden. In der Regel werden sie von quartärzeitlichen Lockersedimenten überdeckt. Im Nordosten des Stadtgebietes allerdings reicht die Lintfort-Subformation bis an oder nahe an die Oberfläche (Abb. 1).

Quartär (ab 2,6 Mill. Jahre vor heute)

Die Oberfläche Dinslakens wird überwiegend von Sedimenten des Quartärs eingenommen. Diese Sedimente bestehen vor allem aus fluviatilen Ablagerungen von Rhein, Ruhr und Emscher. Dazu treten die saalezeitliche Grundmoräne und äolische Sedimente auf. Das Quartär ist gekennzeichnet durch starke Klimaschwankungen und dem mehrfachen Wechsel von Kalt- und Warmzeiten. Während der Elster-, Saale- und Weichsel-Kaltzeit erreichten Gletscher aus Skandinavien den mitteleuopäischen Raum. In der Saale-Kaltzeit, in der der Eisvorstoß am weitesten nach Südwesten reichte, wurde der Raum Dinslaken unter einem Eisschild begraben. In den Warmzeiten stellten sich Klimabedingungen ein, die etwa mit den heutigen vergleichbar waren. Es kam jeweils zur Wiederbewaldung der Landschaft.

Neben den großen Kalt- und Warmzeiten des Quartärs, die auch als Glaziale und Interglaziale bezeichnet werden, gab es viele weitere, kleinere Klimaschwankungen, die zu einem komplexen Bild der Klimaentwicklung im Quartär führen.

Abb. 9: Gliederung des Pleistozäns am Niederrhein und in Dinslaken mit wichtigen Ablagerungen

Altpleistozän bis einschließlich Elster-Kaltzeit

Bis zur Saale-Kaltzeit war die alt- und mittelpleistozäne Landschaft des Niederrheins geprägt durch das Stromsystem der Flüsse Rhein und Maas, die über zahlreiche Stromrinnen miteinander verbunden waren. Die Bildung der Hauptterrasse des Rheins fällt in die Zeit vor und während des Cromer-Komplexes. Sie entstand also noch vor der Elster-Kaltzeit (Abb. 9). Der Rhein hatte noch nicht seinen nach Nordwesten gerichteten Verlauf, den der Fluss heute ab Duisburg einschlägt. Vielmehr floß er stromabwärts weiter nach Norden, was sich nördlich von Duisburg anhand der Erosionsreste der Hauptterrasse gut verfolgen lässt (Abb. 10). Die Mündung lag im Bereich der Deutschen Bucht, wobei die Küste wegen des niedrigen Meeresspiegels viel weiter nördlich lag als heute. Die überwiegend sandig-kiesige Hauptterrasse des Rheins ist in ihrer Position als höchstgelegene Terrasse im Nordosten Dinslakens erhalten geblieben und liegt dort an der Oberfläche. Von der Hauptterrasse der Ruhr unterscheidet sich die Hauptterrasse des Rheins durch ihren höheren Sandanteil. Außerdem treten typische Leitgerölle des Rheins auf, etwa Kieseloolithe und Feuersteingerölle. Eine Unterscheidung der Hauptterrasse 2 von der etwas jüngeren Hauptterrasse 3 ist im Raum Dinslaken nicht möglich.

Abb. 10: Jüngere Hauptterrasse von Rhein, Emscher und Lippe im nordwestlichen Ruhrgebiet, verändert nach Jansen et al. (2008)

Eine Bildung der Elster-Kaltzeit ist die Untere Mittelterrasse 1. Sie ist großflächig anzutreffen und dabei erosiv in den präquartären Untergrund eingetieft. Sie wurde von der Ruhr aufgeschottert, die weiter nördlich als heute in den Rhein mündete. Dass es sich bei dieser Terrasse um eine Ablagerung der Ruhr handelt, lässt sich aus der Geröllführung und dem Schwermineralspektrum ableiten. Die weiter östlich zu erwartende Untere Mittelterrasse 1 des Rheins ist möglicherweise im Raum Dinslaken erodiert oder nur noch als Rest in rinnenartigen Eintiefungen erhalten (Jansen 1995).

Holstein-Warmzeit

In nordwestlichen Ruhrgebiet treten im Hangenden der Untere Mittelterrasse 1 gebietsweise schluffig-tonige Sedimente auf, die als Sterkrade-Schichten bezeichnet werden und Ablagerungen der Holstein-Warmzeit darstellen. Im östlichen Stadtgebiet von Dinslaken sind diese grauen bis grünlichen, teils humosen Sedimente über der elsterzeitlichen Unteren Mittelterrasse 1 mit einer Mächtigkeit von bis zu 8 m anzutreffen (Jansen 1995). Es handelt sich dabei um Ablagerungen der Emscher.

Saale-Kaltzeit

In der Saale-Kaltzeit wurde der Niederrhein während es Drenthe-Stadiums vom Inlandeis erreicht. Die Eisrandlage oszillierte dabei, so dass für den Niederrhein drei Eisvorstöße unterschieden werden können (Skupin & Zandstra 2010). Dinslaken wurde durch den ersten und dritten der Eisvorstöße von den Gletschern überfahren (Abb. 11).

Abb. 11: Die saalezeitlichen Eisvorstöße an den Niederrhein, Grafik: eigener Entwurf, Daten nach Skupin & Zandstra (2010)

Vor und nach dem Vordringen der saalezeitlichen Gletscher wurde die Untere Mittelterrasse 2 von Rhein, Ruhr und Emscher aufgeschottert. Die Bildung der Untere Mittelterrasse 2 kann somit in einen Teil vor dem Eintreffen des Inlandeises und einen Teil nach dem Rückzug der Gletscher untergliedert werden. Diese Unterteilung läßt sich jedoch petrographisch nur schwer nachweisen, etwa wenn gelegentlich nordische Geschiebe in den höheren Abschnitten der Terrasse gefunden werden, die eindeutig Hinweis darauf geben, dass von den Gletschern aus Skandinavien antransportiertes Material aufgenommen wurde. Insgesamt hat der Terrassenkörper eine Mächtigkeit von bis zu 10 m und besteht vor allem aus sandigem Kies und kiesigem Sand, in den schluffig-feinsandige Linsen eingeschaltet sind.

Mit dem Eiszerfall setzte am Niederrhein eine schnelle Auflösung des Dauerfrostbodens ein. Es begann eine Phase mit starker lineare Erosion, da der Meeresspiegel als absolute Erosionsbasis noch tief lag (Klostermann 1992). Dabei wurde die Untere Mittelterrasse 2 von Rinnen zerschnitten, in denen dann die Untere Mittelterrasse 3 aufgeschottert wurde. Ob diese auch im Raum Dinslaken auftritt, ist unsicher.

Im Osten des Dinslakener Stadtgebietes befindet sich die Untere Mittelterrasse 2 im Hangenden der Sterkrade-Schichten und wird ihrerseits von Grundmoräne überlagert. Sie erreicht daher nur an ganz wenigen Stellen die Oberfläche. Im westlichen Stadtgebiet wird die Untere Mittelterrasse 2 von der weichselzeitlichen Niederterrasse überlagert. Dort liegt sie auf der Unteren Mittelterrasse 1 oder Sedimenten des Tertiärs.

Die Bedeckung des Raumes Dinslaken durch das saalezeitliche Inlandeis führte zur großflächigen Ablagerung einer Grundmoräne. Diese entwickelte sich vorwiegend als Lokalmoräne, deren Zusammensetzung vor allem die anstehenden Sedimente der damaligen Geländeoberfläche widerspiegelt. Im Kontaktbereich zu den sandigen Terrassenablagerungen entstanden daher entsprechend sandreiche Grundmoränen. Die saalezeitliche Grundmoräne ist in fast geschlossener Verbreitung in den östlich gelegenen, topographisch höher positionierten Teilen Dinslakens vorzufinden. Nach Westen grenzt sie fast immer gegen die Niederterrasse.

Weichsel-Kaltzeit

Während der Weichsel-Kaltzeit bleib der Niederrhein eisfrei und es herrschte ein trockenkaltes Periglazialklima. Im Verlauf der Weichsel-Kaltzeit stellte sich die heute noch aktive Abflussrichtung des Rheins ein, die über Wesel und Emmerich zur niederländischen Grenze führt. Für Dinslaken prägend war die großflächige Aufschotterung der Niederterrasse des Rheins. Im Kaltzeit-Klima bildete der Rhein ein ausladendes, verwildertes Abflusssystem aus. Dabei führten die zahlreichen, meist flachen Stromrinnen nur während der kurzen Auftauphasen im Frühsommer Wasser und nur in dieser Zeit fanden Sedimenttransport und Sedimentablagerung im größeren Umfang statt.

Die Niederterrasse nimmt heute einen Großteil der Oberfläche des westlichen und zentralen Stadtgebietes ein. Ihre Bildung begann ab dem Frühglazial. Es lassen sich zwei Terrassenkörper unterscheiden, wobei sich die Jüngere Niederterrasse erosiv in den Sedimentkörper der Älteren Niederterrasse eingeschnitten hat. Die Jüngere Niederterrasse kann petrographisch durch die Einlagerung von Bims, der aus dem Vulkanausbruch des Laacher Sees in der Eifel stammt, von der Älteren Niederterrasse unterschieden und zeitlich in die Jüngere Dryas-Zeit eingeordnet werden. Unterlagert wird die Niederterrasse in der Regel von der Unteren Mittelterrasse 1 oder 2.

Die Niederterrasse besteht überwiegend aus mittel- bis grobsandigen und kiesigen Ablagerungen, die stellenweise kalkhaltig sein können. Überlagert werden sie von bis zu 2 m mächtigen Hochflutsedimenten, die teils als Hochflutlehme und teils als Hochflutsande ausgebildet sind. Diese kalkfreien Hochflutsedimente entstanden am Ende der Weichsel-Kaltzeit als der Rhein sich bei steigenden Temperaturen verstärkt in den Untergrund eintiefte und auf einzelne Rinnen konzentrierte. Bei Hochwasser trat der Fluss aus diesen Rinnen und setzte auf der Oberfläche der Niederterrasse großräumig lehmige und sandige Sedimente ab.

In der vegetationsarmen Landschaft der Weichsel-Kaltzeit mit ihrem trockenkalten Klima konnte der Wind große Mengen an Lockersediment aufnehmen und verfrachten. Die Oberfläche des Dinslakener Stadtgebietes wird daher in weiten Teilen von einem dünnen Schleier aus Flugsand bedeckt (Abb. 12), der vor allem im Spätglazial entstand. Er besteht aus gelblichem bis braunem Fein- bis Mittelsand, stellenweise mit geringem Schluffanteil. Seine Mächtigkeit beträgt 1 bis 2 m. Auf den Flächen mit sandigen Hochflutablagerungen ist der Flugsand oftmals zu Dünen aufgeweht.

Abb. 12: Gelblicher Flugsand im Naturschutzgebiet Krummbeck

Holozän

Mit dem Holozän begann vor rund 11 Jahren die Warmzeit, in der wir heute leben. Nach einem schnellen Temperaturanstieg im Präboreal und Boreal wurde mit dem Atlantikum das bisherige Wärmeoptimum erreicht. Im anschließenden Subboreal und verstärkt im Subatlantikum wurde das Klima dann wieder kühler (Abb. 13).

Abb. 13: Gliederung des Holozäns

Mit der schnellen Erwärmung am Anfang des Holozäns vollzog sich die Wiederbewaldung des Niederrheins. Der Rhein veränderte sein Abflussverhalten und begann zu mäandrieren. Dabei arbeitete er sein kaltzeitliches Terrassenmaterial auf und lagerte es als holozäne Terrasse erneut ab. Bis zu 2 m mächtige Auenlehme und Auensande liegen als Hochwasserbildungen auf den sandig-kiesigen holozänen Rheinsedimenten. Die holozänen Auenablagerungen sind fast immer kalkhaltig und unterscheiden sich dadurch von den spätglazialen Hochflutsedimenten.

Die im Spätglazial begonnene Flugsandbildung auf den Terrassenflächen dauerte bis weit in das Holozän hinein an und stand im Zusammenhang mit verstärkten Rodungstätigkeiten des Menschens, als dieser anfing, Ackerbau zu betreiben.

Tektonik

Die paläozoischen und mesozoischen Schichten im Untergrund des Dinslakener Stadtgebietes lagern heute nicht mehr in ihrer ursprünglichen Form. Tektonische Kräfte haben sie verstellt.

Tektonik im Paläozoikum

Die in der Subvariszischen Saumtiefe angesammelten Karbon-Sedimente wurden durch die Variszische Gebirgsbildung erfasst, deren Hauptphase im höheren Westfal C stattfand. Der Sedimentstapel wurde zusammengeschoben, bis am Ende des Westfals Niederrhein und Ruhrgebiet als Teil des neuen Großkontinentes Pangäa festländisch waren. Die dabei hervorgerufene Faltung und Einengung der Schichten nimmt von Südosten nach Nordwesten hin ab. Die Grenze zwischen gefaltetem und ungefaltetem Karbon liegt nordwestlich von Dinslaken.

Die von Süden nach Norden schreitende Faltungsfront hat das Steinkohlengebirge in seinen oberen Bereichen in etwa Südwest-Nordost streichende weitspannige Mulden gelegt, die als Hauptmulden bezeichnet werden. Sie werden durch die wesentlich schmaler ausgebildeten Hauptsätteln getrennt.

In vertikaler Richtung lassen sich im Ruhrkarbon drei Faltungsstockwerk erkennen. So wird das obere Stockwerk mit seinen weitspannigen Falten zur Tiefe hin abgelöst von einem Bereich, der viel Spezialfaltung und zahlreiche Überschiebungen aufweist. Im untersten Stockwerk herrscht enge Faltung vor. Überschiebungen treten kaum noch auf.

Die Schichtenfolge des Karbons ist heute insgesamt nach Nordwesten geneigt, wo sie unter das Deckgebirge abtaucht. An der Karbon-Oberfläche, die eine Kappungsfläche des ehemaligen Gebirges darstellt, werden von Südosten nach Nordwesten hin zunehmend jüngere Schichten angeschnitten. Der Grund liegt in der stärkeren Heraushebung des Gebirges im Süden, was dort zu einer intensiveren Abtragung und damit zur Freilegung älterer Schichten führte. Das Bild wird dadurch noch komplexer, dass die Karbon-Oberfläche durch den Ausstrich der Sättel und Mulden des obersten Faltungsstockwerks, durch deren Achsenwellungen und durch Bruchtektonik weiter modifiziert wird (Abb. 14).

So streicht im Untergrund des Stadtgebietes von Dinslaken die trogförmig ausgebildete Lippe-Hauptmulde an der Karbon-Oberfläche aus. In ihrem Muldenzentrum liegen Schichten der Dorsten-Formation und ein kleiner Überrest der Lembeck-Formation. Zum Rand der Mulde hin folgen sukzessive ältere Ablagerungen, nämlich Schichten der Horst-Formation und schließlich der Essen-Formation.

Abb. 14: Die Karbon-Oberfläche im nordwestlichen Ruhrgebiet mit wichtigen tektonischen Bruch- und Faltenstrukturen, Grafik: eigener Entwurf, Daten nach Drozdzewski & Wrede (1994)

Eine Konsequenz der Kippung der Karbon-Schichten ist, dass diese in Richtung Nordwesten unter ein zunehmend mächtigeres Deckgebirge abtauchen. In Dinslaken wird daher das Karbon, das im südlichen Ruhrgebiet bis an die Oberfläche reicht, von teilweise mehreren hundert Metern mächtigen jüngeren Ablagerungen überdeckt.

Die Anlage der Bruchtektonik erfolgte bereits während der Faltung. Etwa quer zum Streichen der großen Falten lassen sich Abschiebungen über größere Distanzen verfolgen. Außerdem gibt es Überschiebungen im Streichen der Falten und Blattverschiebungen. Letztere verlaufen meist spitzwinkelig zum Streichen der Falten.

Tektonik im Mesozoikum

Abschiebenden Störungen, die etwa quer zu den großräumigen Falten angelegt sind, zerblocken das Steinkohlengebirge und gliedern es in zahlreiche Horste und Gräben (Abb. 15). Die Störungen entstanden wohl schon beim Ausklingen der variszischen Faltung. Sie sind aber vor allem Ausdruck von in West-Ost-Richtung wirkenden postvariszischen Dehnungskräften, die insbesondere in der Trias ansetzten und der Altkimmerischen Phase im Keuper zugerechnet werden. Auch im Jura gab es noch tektonische Dehnungsbewegungen.

Abb. 15: Bruchtektonische Strukturen im Untergrund von Dinslaken und Umgebung

Bedeutendes bruchtektonisches Element im Untergrund des Stadtgebietes ist der Nordnordwest-Südsüdost verlaufende Dinslakener Graben, der begrenzt wird durch zwei Querstörungen. Im Westen ist das der Schwelgern-Sprung und auf der Ostseite des Grabens der Lohberger Sprung (Abb. 15).

Die Querstörungen haben nicht nur das Karbon, sondern auch das Deckgebirge erfasst. Zur Zeit der Oberkreide wurden diese Störungen in der Laramischen Phase nochmals aktiviert und durchsetzten nun auch die Kreide-Schichten, wobei Einengungsbewegungen entlang der Störungsbahnen jetzt zu Aufschiebungen und Horizontalverschiebungen führten. Die Kompression erfolgte nun in Nord-Süd-Richtung. Dabei kam es innerhalb der Kreide-Schichten zu flachen Verbiegungen. Diese Kreide-Sättel und Kreide-Mulden haben in Dinslaken und Bottrop einen ungefähr Nordwest-Südost gerichteten Verlauf. Der Dinslakener Kreide-Sattel stellt eine dieser flachwelligen Verbiegungen im Untergrund dar. Er verläuft etwa zwischen Voerde und Dinslaken und lässt die Kreide-Oberfläche in diesem Bereich entsprechend ansteigen.

Literatur

Drozdzewski, G. & Wrede, V. (1994): Faltung und Bruchtektonik - Analyse der Tektonik im Subvariszicum. - Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf. 38: 7-187, 101 Abb., 2 Tab., 2 Taf.; Krefeld

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Jansen, F. (1995): Erläuterungen zu Blatt 4406 Dinslaken. - Geol. Kt. Nordrh.-Westf. 1:25000, 166 S., 15 Abb., 15 Tab., 4 Taf.; Krefeld

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Klostermann, J. (1992): Das Quartär der Niederrheinischen Bucht. - 200 S., 30 Abb., 8. Tab., 2 Taf.; Krefeld

Skupin, K. & Zandstra, J.G. (2010): Gletscher der Saale-Kaltzeit am Niederrhein. - 117 S., 30. Abb.; Krefeld

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