74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 147 Exkursion 6: Trias und Jura von Göttingen und Umgebung Gernot Arp1, Veit-Enno Hoffmann1, Stephan Seppelt2 & Walter Riegel1 1Geowissenschaftliches Zentrum der Georg-August-Universität Göttingen, Abt. Geobiologie, Goldschmidt- Str. 3, 37077 Göttingen, Germany, garp@gwdg.de, Veit.Hoffmann@geo.uni-goettingen.de, & wriegel@gwdg.de 2Himmelsthürer Str. 5, 31137 Hildesheim Einleitung Die Exkursion stellt repräsentative Aufschlüsse triassischer und jurassischer Sedi- mente aus der direkten Umgebung von Göttingen vor. Dabei werden deren strati- graphische Stellung, Ablagerungsmilieus und Fossilgemeinschaften diskutiert. Zu- nächst werden Aufschlüsse auf der östlichen Schulter des Leinetalgrabens (Mu- schelkalk-Plateau des Göttinger Waldes), danach auch im Leinetalgraben selbst (Keuper, Schwarzjura) besucht (Abb. 1). Hinreichend gute Aufschlußbedingungen sind vor allem in Tongruben (Röt, Mittlerer Keuper, Schwarzjura) und Stein- brüchen (Unterer Muschelkalk) gegeben. Geologische Übersicht Der tiefere Untergrund der Region um Göttingen wird vom variszisch gefalteten Grundgebirge gebildet, bestehend aus Grauwacken unbekannten Alters (Abb. 2; Bohrung Dransfeld 1: vermutlich Oberdevon/Unterkarbon; Müller at al. 1961, Ashry 1964) und karbonischen Grauwacken und Tonschiefern (Bohrung Nort- heim 1: Visé und Namur; Fabian 1957). Diese Bohrungen belegen, daß das Grund- gebirge unter Göttingen eine kontinuierliche Verbindung zwischen Harz und Rheinischem Schiefergebirge darstellt. Noch im Verlauf des Oberkarbon/Unter- perm wurde das variszische Gebirge weitgehend eingeebnet. Heute befindet sich die Rumpfoberfläche in 1,5 bis 1,8 km Tiefe unter der heutigen Geländeober- fläche. Mit dem Stephan setzt eine tiefgreifende Änderung der tektonischen Grundmuster in Europa ein: Gondwana schob sich nach Bildung der Varisziden nun nicht mehr gegen Norden, sondern wechselte zu einer nach Westen gerichteten Drift über. Als Folge dessen setzen E–W-gerichtete Dehnungsbewegungen in Europa ein, welche sich in der Bildung zahlreicher Graben- und Halbgrabensysteme ("Pull-apart- Becken") und begleitendem bimodalen Vulkanimus manifestierten (z. B. Eckhardt 1979, Paul 1999). Neben den alten WNW–ESE-gerichteten Störungssystemen ("subäquatorial-herzynisch") bilden sich nun auch neue SSW-NNE-gerichtete Brüche ("submeridional"). Als letzte Ausläufer eines dieser Grabensysteme („Han- nover-Rift“) wurden in den Bohrungen Northeim 1 und Reinhardswald 1 (Fabian 1957, Hedemann 1957) bis 20 m schlecht sortierte Wadi-Sedimente der Rot- Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 148 liegend-Gruppe (Fanglomerate, mittel- bis grobkörnige Arkosen) angetroffen, welche zum südlichen Ausläufer einer kontinentalen Wüstenebene gehören (Gast 1991). Die direkte Umgebung von Göttingen blieb dagegen Abtragungsbereich (Abb. 2). Anschließende tektonische Beruhigung, Abkühlung und thermischer Kollaps führten schließlich zu einer sich immer mehr ausgeweiteten regionalen Absenkung, der Bildung des Germanische Beckens (Ziegler 1990). Abb. 1 Geologische Übersichtskarte von Göttingen und Umgebung mit Lage der Exkur- sionspunkte 1 bis 7 und der Bohrung Dransfeld 1. Quartär abgedeckt [nach Stille & Lotze (1933); Schwarzjura-Vorkommen ergänzt nach Ritzkowski (1990) und Grüger et al. (1994)]. ? Abb. 2 Lithostratigraphische Übersicht der Schichtenfolge vom variszischen Grund- gebirge bis zum Zechstein auf Grundlage von Gamma-Ray-Log und Schichtenverzeichnis der Erdölaufschlußbohrung Dransfeld 1 (Müller et al. 1961). 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 149 Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 150 Erste marine Sedimente des Deckgebirges gehören der Zechstein-Gruppe an. Sie spiegeln eine Transgression von Norden über eine enge Meeresstraße zwischen Shetland-Plattform und Skandinavien in das Germanische Becken wider (Ziegler 1990). Möglicherweise bestand auch zeitweise eine zweite Meeresverbindung im Bereich der heutigen Ostkarpaten zum südlich gelegenen Tethys-Ozean (Peryt & Peryt 1977, Ziegler 1990). Im Bereich von Göttingen ist die Zechsteingruppe mit 365 bis 890 m Mächtigkeit (Fabian 1957, Müller et al. 1961) die mächtigste Salinarfolge, wobei bis zu vier marin-evaporitische Zyklen entwickelt sind (Z 1 bis Z 4: Werra-, Staßfurt-, Leine- und Aller-Folge). Abgebaut wurde das Staßfurt- Kaliflöz 1915 bis 1938 und 1950 bis 1968 im Bergwerk Königshall-Hindenburg 5 km NNE’ von Göttingen, wo auch die Leine- und Aller-Salinarfolgen erschlos- sen waren (Storck 1954, Hentschel 1961, Simon 1967). Die 6 km östlich von Göt- tingen gelegene Bohrung Dransfeld 1 durchteufte dagegen eine ungewöhnlich mächtige Werra-Folge ("Anhydritwall"; vgl. Richter-Bernburg 1985) und eine reduzierte Staßfurt-Folge, wohingegen die Leine-Folge offenbar nicht entwickelt ist und die Aller-Folge bereits in siliziklastischer Randfazies vorliegt (Abb. 2). Die jüngeren Zyklen Ohre und Friesland sind sowohl in Königshall-Hindenburg wie auch in der Bohrung Dransfeld 1 in siliziklastischer Randfazies ausgebildet und können von der Buntsandstein-Gruppe nur zyklostratigraphisch mit Hilfe von Gammy-Ray-Logs abgetrennt werden (Abb. 2). Als regional wichtiges tektonisches Element macht sich während der Zechstein-Zeit die SSW–NNO verlaufende Eichsfeldschwelle zum ersten Mal bemerkbar (Paul 1993). Die Buntsandstein-Gruppe, 645 bis 975 m mächtig (Abb. 3; Müller et al. 1961, Herrmann & Hofrichter 1963, Wycisk 1984), setzt nach traditioneller Grenz- ziehung zunächst mit Gips- und Dolomitknollen-führenden Ton- und Siltsteinen („Bröckelschiefer“) einer Küsten-Sabkha ein (Abb. 3). Die Regression bei an- haltender Subsidenz führte anschließend zu mächtigen, vielfach zyklisch aufge- bauten Sand-, Silt- und Tonstein-Ablagerungen von verflochtenen bis mäandrie- renden fluviatilen Systemen, welche in einen zentralen Playasee mündeten (Paul 1982, 1999; Olsen 1988). Die chronostratigraphische Perm–Trias-Grenze ist dabei innerhalb des Unteren Buntsandsteins gelegen (Abb. 3). Äolische Sandsteine sind nur untergeordnet innerhalb des Mittleren Bundsandsteins entwickelt (Detfurth- Formation; Wycisk 1984). Der Mittlere Buntsandstein (Volpriehausen-, Detfurth-, Hardegsen- und Solling-Formation) zeigt zudem mehrere Diskordanzen und deutliche regionale Mächtigkeitsunterschiede (Weser-Trog im Westen, Eichsfeld- Schwelle im Osten), welche auf synsedimentäre Bewegungen zurückgehen ("alt- kimmerische Phasen"; Herrmann & Hofrichter 1963, Paul 1993). Die ausgeprägte Unten-grob-oben-fein-Zyklizität dieser Formationen wird auf tektonische Pulse (insbesondere V- und H-Diskordanz; Abb. 3) wie auch auf klimatische Fluktu- ationen zurückgeführt (Paul 1998). Milankovitch-gesteuerte Verschiebungen des Monsoon-Gürtels der Buntsandstein-Zeit werden als mögliche Ursache von 10– 30 m mächtigen Zyklen innerhalb der Formationen diskutiert (Paul 1998). 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 151 Abb. 3 Lithostratigraphische Übersicht Buntsandstein (Bohrung Dransfeld; Müller et al. 1961). Revidierte Grenzziehung Zechstein 6 – Bröckelschiefer in Analogie zu Brüning (1986) und Käding (1978, 2000) [Legende s. Abb. 2]. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 152 Paläontologisch bedeutsam sind Funde aus der Solling-Formation des Reinhäuser Waldes südöstlich von Göttingen. Hier konnten aus grünlichgrauen fluvio-laku- strinen Tonsteinlinsen (Altwasserarme und Überflutungstümpel) der Bausandstein- Brüche Limuliden und eine reiche Makroflora geborgen werden (Lange 1922, Schlüter & Schmidt 1927, Schmidt 1928, Meischner 1962). Aus dem vorletzten Jahrhundert stammt der Fund eines außergewöhnlichen Archosauriers mit langen Rückenwirbelfortsätzen (v. Huene 1902, Krebs 1969). Fährtenplatten von Therap- siden und Archosauriern sind von Bad Karlshafen (Hornstein 1876, Haubold 1971) und der Krebecker Ziegeleigrube bekannt geworden (Krämer & Kunz 1964, 1966). Abgeschlossen wird der Buntsandstein von der Salinarfolge der Röt-Formation, bestehend aus grauen bis rotbunten Tonsteinen mit Halit- und Gipseinschaltungen (Hinze 1967). Sie spiegeln eine einsetzende Meerestransgression aus östlicher Richtung wider. Bemerkenswert sind der fossilführende Röt-Oolith als kurzfristige marine Einschaltung (v. Koenen 1894, 1907; Beer 1977) sowie die massigen rotbraunen Äolianite des Röt 3 (Aufschluß 1: Tonbruch Hölle; Paul 1999, 2002). Ab dem obersten Röt sind nun verstärkt marine Einflüsse im Göttinger Raum bemerkbar (Paul & Franke 1977). Die Muschelkalk-Gruppe, 210 bis 225 m mächtig (Abb. 4; Dünkel & Vath 1990), spiegelt die nun vollständige marine Überflutung des Gebietes wider. Zunächst kam wie andernorts eine mächtige Wellenkalk-Abfolge des Unteren Muschelkalkes (Jena-Formation) zur Ablagerung, welche in zahlreichen Steinbrüchen erschlossen ist. Die Kleinwüchsigkeit und Artenarmut der Wellenkalk-Fauna wird allgemein auf eine eingeschränkte Wasserzirkulation mit herabgesetzten Sauerstoffgehalten und schwach erhöhten Salinitäten zurückgeführt. Gradierte Schillbänke können als Resultat von Sturmereignissen interpretiert werden (Tempestite). Dagegen ver- ursachten offenbar umfangreichere Zirkulationsereignisse die Bildung der einge- schalteten peloidalen, oolithischen und bioklastischen Leitbänke (Bereiche der Oolithbänke, Terebratelbänke und Schaumkalkbänke). Diese Zirkulationser- eignisse wurden vermutlich durch kurzzeitige Meeresspiegelschwankungen mit Teilzerstörung oolithischer Kalksandbarren im Raum Berlin-Brandenburg ausge- löst (Lukas 1991). Im Umfeld von Göttingen beinhaltet der sonst als eher mono- ton geltende Untere Muschelkalk Verschüttungshorizonte mit einer exzellent er- haltenen Echinodermenfauna (Aufschluß 2: Forststeinbruch Herberhausen; Ernst & Löffler 1993, Bielert & Bielert 1995, Blake & Hagdorn 2003, Seppelt 2004). Weiter eingeschränkte Zirkulation und Abtrennung vom offen-marinen Raum führten auch im Göttinger Raum zu zwei Gips- und Steinsalz-führenden Salinar- zyklen im Mittleren Muschelkalk (Karlstadt-, Heilbronn- und Diemel-Formation). Eine Vertebratenfauna mit Resten von Nothosauriern, Haifischen, Quasten- flossern und vollständigen Strahlenflossern konnte aus den Oberen Dolomiten des Mittleren Muschelkalkes vom Grebenberg bei Göttingen geborgen werden (Schultze & Möller 1986). 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 153 Abb. 4 Lithostrati- graphische Übersicht Muschelkalk, Keuper und Schwarzjura (zu- sammengestellt aus Oberflächenauf- schlüssen und Boh- rungen (Dünkel & Vath 1990, Ritzkowski 1990, Wüstemann 1991, Rettberg 1991, Vath im Druck) [Le- gende s. Abb. 2]. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 154 Offenmarine Verhältnisse sind dann wieder für den Oberen Muschelkalk mit seinen teilweise oolithischen Schillkalken (Trochitenkalk-Formation) und Tem- pestit-dominierten Kalk-Mergel-Wechselfolgen (Ceratitenschichten: Meißner-For- mation) verwirklicht. Die verfallenen Trochitenkalk-Steinbrüche am Hainberg oberhalb von Göttingen waren für ihre fossilen Seelilienkelche bereits im 18. Jahr- hundert bekannt (Rosinus 1719, Sammlung Blumenbach). Eine Rarität ist der Fund eines vollständigen Quastenflossers vom Hainberg (Hainbergia granulata, Schweizer 1966). Zahllose Ceratiten sind aus den ebenso verfallenen Steinbrüchen bei Diemarden in der Göttinger Sammlung aufbewahrt (Sammlung Mascke), wobei das Profil selbst nur unzureichend dokumentiert ist. Bestens untersucht wurde dagegen die Ceratiten-Abfolge beim Neubau der ICE-Eisenbahntrasse bei Jühnde (Urlichs & Vath 1990): 31 horizontiert entnommene Ceratiten-Arten und -Unter- arten belegen hier eine vollständige Abfolge aller Ceratiten-Zonen, von der atavus- Zone im Trochitenkalk bis zur semipartitus-Zone am Top des Oberen Muschel- kalkes (Urlichs & Vath 1990). Die Keuper-Gruppe, 460 bis 500 m mächtig (Abb. 4; Vath im Druck), war im Gebiet von Göttingen bisher verhältnismäßig schlecht untersucht, nicht zuletzt aufgrund der mangelhaften Aufschlußverhältnisse. Eine aktuelle Übersicht zur lithostratigraphischen Abfolge, basierend auf zahlreichen Bohrungen und Ober- flächenaufschlüssen, ist bei Vath (im Druck) nachzulesen. Der Untere Keuper (Erfurt-Formation) liegt in Form einer Wechselfolge von fluviatil-deltaischen Feinsandsteinen, brackisch-limnischen Kalkmergeln mit dezi- meterdünnen Lettenkohlen und randmarin-evaporitischen rotbunten Tonsteinen mit Dolomitsteinen vor (Aufschluß 3: Forstweg Springberg). Letzte Schillkalkbänke sind als randmarin-lagunäre Tempestite anzusehen. Mit dem Unteren Gipskeuper (Grabfeld-Formation) folgt eine weitere Salinarfolge im mesozoischen Deck- gebirge von Göttingen: Diese wird von einer rotbunten Tonsteinfolge mit zahl- reichen Gipslagen und -knollen eines Playa/Playasee-Systems gebildet. Möglicher- weise kamen auch primär Steinsalze zur Ablagerung. Einzelne Dolomitsteinbänke (u. a. „Bleiglanzbänke“) werden mit marinen Ingressionen korrelliert. Erosiv in den liegenden Unteren Gipskeuper eingeschnitten folgt der oberflächlich kaum auf- geschlossene Schilfsandstein (Stuttgart-Formation) mit glimmerführenden Silt- und Feinsandsteinen, ähnlich denen des Lettenkohlenkeupers. Beide, Lettenkohlen- keuper und Schilfsandstein, gehen auf ausgedehnte Flußrinnensysteme zurück, welche vom Baltischen Schild geschüttet wurden ("nordischer Keuper") und sich während eustatischer Meeresspiegeltiefstände in die jeweils liegenden Formationen eingeschnitten haben. Mit dem Oberen Gipskeuper (Weser-Formation) kamen wiederum rotbunte Ton- steine mit zahlreichen Residualhorizonten eines Playa/Playasee-Systems zur Ablagerung. Markant sind insbesondere die in die „Rote Wand“ eingeschalteten, fossilführenden, teils oolithische Dolomitsteine der „Lehrbergseen“ (Seegis 1997; Aufschluß 6: Tongrube Friedland). Länger anhaltende, zyklisch aufgebaute lakustrine Phasen sind auch im nachfolgenden Steinmergelkeuper (Arnstadt- 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 155 Formation) entwickelt. Die rotbunten bis grauen Tonsteine beinhalten neben Dolomitsteinbänken und letzten Residuallagen auch Stromatolithen sowie einzelne Fossilanreicherungen (Bivalven, Estherien, Fischschuppen, Lungenfischzähne, Phytosaurierreste u. a.). Nach einem Übergangsbereich mit Bonebeds und rot- bunten Ton-, Silt- und Sandsteinen terrestrisch-fluviatiler Überschwemmungs- ebenen (Aufschluß 5: Tongrube Hottenrode) folgt der Rhätkeuper (Exter-Forma- tion) mit zunächst fluviatil-deltaischen, Bonebed-führenden Quarziten. Aus diesem Bereich stammen auch mehrere Wirbel, Schulterblatt- und Extremitäten-Reste von Plateosauriern, geborgen 1885 am Kreuzberg in Göttingen (v. Koenen 1894, 1907; Huene 1907-1908). Marine, schwarzgraue Tonsteine mit Bivalven herrschen dann im mittleren Teil des Rhätkeupers (Contortaschichten) vor, während glimmerreich Feinsandsteine des marin-deltaischen oberen Rhätkeupers (Triletesschichten) den regressiven Abschluß der Trias bilden. Synsedimentäre tektonische Bewegungen während der Keuper-Zeit, die für den norddeutschen Teilbereich des Germanischen Beckens belegt sind (Beutler et al. 1999a), sind auch für den Göttinger Raum wahrscheinlich. Dies gilt insbesondere für die Zeit der Weser- und Arnstadt-Formation, welche deutlich Mächtigkeits- unterschiede zwischen Leinetal und Nachbargebieten (Beutler et al. 1999b, Vath im Druck) aufweisen. Die Schwarzjura-Gruppe, von der noch mehr als 225 m Mächtigkeit erhalten sind (Abb. 4; Ritzkowski 1990, Rettberg 1991), besteht aus einer Abfolge voll- mariner dunkelgrauer schiefriger Tone mit zahlreichen Konkretionslagen und wenigen Kalkbänken (Planorbis-Bank, Torus-Bank, Bänke in den Numismalis- schichten). Im tieferen Teil der Psilonotenschichten sowie im höheren Teil der Arietenschichten finden sich auch bituminöse Einschaltungen („Ölschiefer“). Oolithische Eisenerze der Numismalisschichten wurden ehemals im Tagebau Marie-Caroline abgebaut (Bottke 1969). Die jüngsten erhaltenen Schwarzjura- Ablagerungen in Göttingen gehören den Amaltheenschichten an (Stille 1932). Insgesamt ist der Schwarzjura des Göttinger Raumes als eher fossilarm zu bezeichnen, insbesondere im Vergleich zum süddeutschen Schwarzjura. Aus- nahmen bilden hier nur einzelne Kondensationshorizonte (Aufschluß 5: Tongrube Hottenrode; Arp et al. 2000). Bemerkenswert sind auch Funde vollständig er- haltener Holothurien aus den Tonsteinen der Angulatenschichten der Rosdorfer Tongruben (Wüstemann 1991, Haude 2004). Die Sedimentation setzte sich wahrscheinlich noch bis in den Mitteljura fort, ist aber nicht mehr überliefert. In die nachfolgende Oberjura- und Kreide-Zeit fällt die Entwicklung der heute sichtbaren tektonischen Strukturen, insbesondere die Entstehung des Leinetalgrabens. Die zeitliche Entwicklung kann dabei nur über Analogieschlüsse aus den Nachbarregionen (z. B. Ohmgebirgsgraben, Harz- Westrand) und der Verbreitung tertiärer Sedimente im Umfeld des Leinetalgrabens abgeleitet werden (Wunderlich 1957, Hinze & Jordan 1981, Ritzkowski 1999). Nach derzeitigem Kenntnisstand fanden ab dem Oberjura, vor allem aber während der Kreide-Zeit Extensionsbewegungen statt, welche weiter nordwestlich im Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 156 Niedersächsischen Becken mit einer Krustenausdünnung und Intrusionen (Bram- sche, Vlotho) verbunden waren (Ziegler 1990). Während dieser Zeit lag Göttingen bereits auf dem Festland. Einzig während des eustatischen Meeresspiegel- hochstandes des Cenoman–Turon ist auch hier eine marine Überflutung anzu- nehmen, was durch reliktische, Inoceramen-führende Sandsteingerölle 13 km südöstlich von Göttingen belegt scheint (Murawski 1953). In der ausgehenden Kreidezeit kam es schließlich zu einer kurzen kompressiven Phase, welche in Deutschland zu weitverbreiteten Inversionsstrukturen führte (Ziegler 1990). Eine partielle Inversion dürfte auch auf den Leinetalgraben zutreffen, zumal das Grabeninnere gewölbt erscheint und die jüngsten überlieferten mesozoischen Sedimente (Schwarzjura) am östlichen Grabenrand in beidseitig von Störungen begrenzten Randschuppen erhalten sind (Abb. 1). Verkompliziert wird das Bild allerdings durch halotektonische Bewegungen und eine ausgeprägte Stock- werkstektonik, resultierend aus dem Wechsel von kompetenten Schichteinheiten (Solling-Bausandstein, Wellenkalk und Trochitenkalk) und leicht deformierbaren Schichteinheiten mit Salinarhorizonten (Zechstein, Röt, Mittlerer Muschelkalk, Keuper). Kontrovers diskutiert wird vor allem der Ursprung allochthoner Schollen (z. B. Grebenberg: Schröder 1977, Franke et al. 1977, Jordan 1984) und die Entstehung fiederartig angeordneter Spezialgräben auf der östlichen Graben- schulter (Herberhäuser Graben, Kleperspalte; Stille 1932). So lagern z. B. isolierte Schollen des Muschelkalkes flach auf Salinarfolgen des Röts oder Keupers (Schott 1930). Auch sind die Ränder der fiederartig angeordneten Spezialgräben auf- geschleppt, wobei die Grabenfüllung aus Keuper-Material im Niveau des um- gebenden Mittleren Muschelkalk-Salinars zu liegen kommen. Inwieweit hier lateral intrudierte Salzzungen Gesteinsschollen verschleppten (Grüger et al. 1994), so wie dies z. B. im Bereich der Elfas-Achse 45 km NNW’ Göttingen nachgewiesen ist (Herrmann et al. 1967), oder Inversionsbewegungen eine Kompression auch in den Spezialgräben verursachte, ist derzeit aufgrund mangelnder Aufschlußver- hältnisse nicht zu klären. Gesichert ist, daß die Grabenbildung vor Bildung der paläozänen–eozänen Rumpffläche abgeschlossen war (Ritzkowski 1999). Jüngere Sedimente liegen in Form eozäner Tone, oligozäner mariner Sande und miozäner brackisch-lagunärer bis terrestrischer Klastika mit Braunkohlen vor, und zwar auf Muschelkalk und Buntsandstein der westlichen Grabenschulter (Dransfelder Hochfläche; Schüssler 1989, Ritzkowski 1999). Die oligozänen marinen Sande belegen zudem, daß die Region vor 28 Millionen Jahren noch im Bereich des Meeresspiegels lag und eine Hebung auf die heutige Höhenlage (bis 370 m ü. NN) später, d. h. im Miozän bis Pliozän, stattfand (Murawski 1956). Miozänen Alters ist auch der Vulkanismus der Dransfelder Hochfläche (z. B. Hoher Hagen; Wun- derlich 1968; Wedepohl 1968, 1978), deren Alkali-Olivin-Basalte die oben genan- nten tertiären Sedimente vor der vollständigen Abtragung schützten. Die Ursache dieses Intraplatten-Vulkanismus, welcher in den Beginn der großräumigen Hebung auf heutige Höhenlagen fällt, ist in einer lithosphärischen Extension mit einem schwachen Mantel-Diapirismus unter Zentraleuropa zu suchen (Wedepohl 1987, Jung & Hörnes 2000). Der Vulkanismus der Dransfelder Hochfläche, als nörd- 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 157 licher Ausläufer des Rift-Vulkanismus der hessischen Senke (Wedepohl 1987), könnte dabei durch Blattverschiebungen in der oberen Erdkruste und passiven Asthenosphären-Aufstieg bedingt gewesen sein (Jung & Hörnes 2000). Ein Zu- sammenhang mit dem mesozoischen Leinetalgraben ist in jedem Falle auszu- schließen (Ritzkowski 1999). Auch gibt es keine Hinweise auf eine Wiederbelebung der mesozoischen Störungssysteme im Leinetal-Gebiet. Die morphologische Entwicklung der Landschaft, mit dem Herauspräparieren des Leinetalgrabens als Tal, ist vor allem als Resultat der pleistozänen Eiszeiten zu verstehen. Keine der drei bekannten nordischen Vergletscherungen erreichte den Göttinger Raum, so daß das Gebiet immer im Periglazialbereich verblieb. Hier sorgten Frostsprengung, Kryoturbation und Solifluktion im Zusammenspiel mit verstärktem fluviatilen Transport für ein Ausräumen der weichen Keuper- und Schwarzjura-Tone im Graben, während der widerstandsfähigere Muschelkalk und Buntsandstein an den Grabenschultern stehen blieben. Eine Verkomplizierung der Ablagerungsgeometrien ist durch Subsolution bedingt (Jordan 1984, Grüger et al. 1994), welche vormals als „jüngste Tektonik“ mißverstanden wurde (z. B. Brink- mann 1932, Wunderlich 1955). Üblicherweise schneiden sich in tektonisch stabilen Mittelgebirgen Flüsse erosiv in den Untergrund ein. Dadurch bleiben älteste Fluß- schotterakkumulationen in Form von terrassenartigen Erosionsresten am höchsten über der Talebene liegen, während jüngere stufenartig versetzt tiefer folgen (vgl. Grüger et al. 1994: 171). Im Leinetalgraben verursachten dagegen die Lösungs- prozesse lokal für ein Absinken des Untergrundes, so daß hier vielfach die Ter- rassen in ihren Höhenlagen verstellt wurden und ältere Terrassen vielfach auf gleicher Höhe mit jüngeren Terrassen, oder auch unter ihnen, liegen (Grüger et al. 1994). Tiefe Subsolutionssenken mit Quartärmächtigkeiten über 50 m sind u. a. im südlichen Stadtgebiet und bei Angerstein entwickelt (Jordan 1984, Grüger et al. 1994). Mehrere Meter mächtige Lößlehmdecken, z. T. vermischt mit Fließerden und äolischen Rotsanden verdecken schließlich weite Ausstriche des Mesozoikums im Leinetalgraben. Als ein letztes markantes geologisches Ereignis in der Region von Göttingen ist die Ablagerung des Laacher-See-Tuffs vor 12.900 Jahren zu nennen (Bogaard & Schmincke 1985, Bogaard 1995, Baales et al. 2002). Die Aschefahnen mehrerer Eruptionsphasen des Laacher-See-Vulkans in der Eifel wurden in Richtung Nord- ost verdriftet und regneten auch im Göttinger Raum ab. Das leichte, weißgraue Aschesediment ist zumeist mit Schwemmlöß vermischt in weiten Bereichen der Talauen zwischen weichselzeitlichem Löß und jungtundrenzeitlichem Schwemm- löß oder frühholozäner Schwarzerde erhalten geblieben (Rohdenburg 1965, Geb- hardt et al. 1969, Wildhagen 1972, Jordan 1984). Jüngste, holozäne Sedimente sind vor allem auf die Talauen und Subsolutionssenken in Form von Auelehme und Mudden beschränkt (Wildhagen 1972). Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 158 Aufschluss 1: Tonbruch der ehemaligen Ziegelei Hölle Lage: TK 25 Blatt 4426 Ebergötzen. R 35 73 100, H 57 16 700. Aufgelassener Ton- bruch 750 m südwestlich der ehemaligen Ziegelei Hölle, unterhalb des Hünstollen bzw. 1,5 km NNW' Bösinghausen. Stratigraphische Stellung: Röt-Formation, Oberer Buntsandstein, Anis. Sedimentologie und Paläontologie: Die etwa 21 m hohe Wand des ehemaligen Ton- bruches, von der die unteren 8 m durch Schuttbildung verdeckt sind, erschließt ein Teilprofil der höheren Röt-Formation (Abb. 5; Abb. 6, Fig. 1). Zu sehen ist eine einheitliche Abfolge rotbrauner toniger Siltsteine des Röt 3 („Rotbraune Serie“; Hinze 1967). Die tonigen Siltsteine sind ungeschichtet und zeigt im frischen Zu- stand einen glatten, polygonalen Bruch (Abb. 6, Fig. 2). Im Gegensatz zu den ähn- lichen rotbraunen Ton/Siltsteinen des Keupers sind keine Peloturbationsharnische entwickelt. Sie sind völlig fossilfrei. Selbst Palynomorpha fehlen, wie Bohrungen in Nordhessen gezeigt haben (Paul 2002). Hauptbestandteil der Siltsteine ist neben Quarz das Tonmineral Corrensit (Lippmann 1956). Die rotbraune Färbung geht auf feinverteiltes Hämatit (Fe2O3 in Partikeln von 1–20 µm Größe) zurück, wel- cher sich während der Diagenese aus amorphem Ferrihydrit bzw. Eisenhydroxiden bildet (vgl. Paul & Franke 1977). Schicht- und kluftparallele grünlichgraue Ent- färbungen werden von Hinze (1967) dagegen auf das Herauslösen des rot- färbenden Hämatits zurückgeführt. Weiterhin sind auch punktförmige grünlich- graue Reduktionshöfe entwickelt (Abb. 6, Fig. 2). Weißlich-grau sind zahlreiche Gipsknollen-Lagen, welche sich innerhalb des Sedimentes bildeten (Abb. 6, Fig. 3). Sie liegen inzwischen durch Wasseraufnahme als aus Anhydrit rückgebildete Faser- gipsknollen vor. Der Großteil der Röt-Ablagerungen wird allgemein einer abgeschnürten Meeres- lagune zugeordnet, aus welcher sich nach Eindunstung mit Gips- und Steinsalz- ablagerung ein Playa/Playasee-System entwickelte. Gegenüber den üblichen Röt- Ton/Siltsteinen fallen die Sedimente des Röt 3 jedoch durch ihr völlig homogenes Erscheinungsbild ohne Schichtung und Sedimentstrukturen heraus (Abb. 6, Fig. 2). Paul (1999, 2002) nimmt für das Röt 3 eine Entstehung als ein von den Rändern auf die feuchte Oberfläches des Beckens eingewehtes Löss-Sediment an und führt als Vergleichsbeispiel die Takyren (tonig-siltige Wüstenebenen mit salinarem Bodenwasser) Zentralasiens an. In der Tat werden ähnliche homogene, rötlich- braune Siltsteine aus dem Oberkarbon und der Untertrias der USA aufgrund ihres einheitlichen Korngrößenspektrums im Siltbereich als fossiler Löss interpretiert ("Loessite": Johnson 1989; Chan 1999). Im oberen Drittel des Profils eingeschaltet ist ein auffälliger „grüner Doppel- quarzit“ (Hinze 1967) erkennbar. Es handelt sich um grünlichgraue Ton- und Silt- steine mit flachwinklig schräggeschichteten Feinsandsteinlagen. Einzelne Lagen zeigen Oszillationsrippeln (Abb. 6, Fig. 4-5), deren Kämme stellenweise durch 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 159 Sackung nach Lösung von Steinsalzkristallen modifiziert sind. Demnach dürfte es sich um Ablagerungen eines stehenden, kurzfristigen Wasserkörpers handeln. Ober- und Unterseiten der Silt- und Feinsandsteinlagen weisen millimetergroße, kubische Steinsalzkristallmarken auf (Abb. 6, Fig. 6). Steinsalzkristallmarken gehen auf ein Salzkristallwachstum in trockenfallenden Sedimenten zurück (Haude 1970, Hauschke 1989). Dabei werden aus kapillar aufsteigenden konzentrierten Poren- wässern in Feinsandlagen würfelförmige Kristalle ausgeschieden, welche die Quarzkörner umschließen ("Granokristall"). An der Grenze zu Tonlagen wird das Sediment dagegen verdrängt (reines NaCl) (Haude 1970). Entsprechend sind die ursprünglichen Salzkristalle zweiteilig. Eine nachfolgende Überflutung verursacht schließlich die Rücklösung des Steinsalzes (Hauschke 1989), woraufhin nach- sackender Sand den Lösungshohlraum nachformt (Haude 1970). Abb. 5 Teilprofil der Rot- braunen Serie (Röt 3) der Röt- Formation (Anis) im Ton- bruch Hölle, Göttinger Wald [Legende s. Abb. 2]. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 160 Abb. 6 Höhere Röt-Formation (Anis) des Tonbruches Hölle, Göttinger Wald. (1) Über- sicht der Aufschlußwand mit dem "Grünen Doppelquarzit" (G) innerhalb der rotbraunen Tonsteine des Röt 3. Konkretionäre Gipsknollenlagen wittern bankartig heraus; (2) Detail- aufnahme eines rotbraunen, schichtungslosen Tonsteines (Äolianit) mit punktförmigen, grünlichgrauen Entfärbungshöfen; (3) Detailaufnahme weißgrauer, konkretionärer Gips- knollen innerhalb eines rotbraunen, schichtungslosen Tonsteines (Äolianit); (4) Schicht- oberseite eines quarzitischen Feinsandsteins des "Grünen Doppelquarzits". Die Oszilla- tionsrippeln zeigen ein symmetrisches Profil mit sich gabelnden Kämmen; (5) Schicht- oberseite eines quarzitischen Feinsandsteins des "Grünen Doppelquarzits". Die Kämme der Oszillationsrippeln sind in diesem Fall durch Lösung von Steinsalzkristallen und Sedi- mentsackung modifiziert; (6) Schichtfläche eines quarzitischen Feinsandsteins des "Grünen Doppelquarzits" (vermutlich Schichtunterseite) mit Steinsalzkristallmarken. 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 161 Der „grüne Doppelquarzit“ ist über mehrere 100 km hinweg von Thüringen über Anhalt bis Hessen zu verfolgen (Hinze 1967) und dürfte auf einen fluviatilen Vor- stoß mit Bildung eines episodischen Sees zurückgehen. Die Verzahnung mit dem in Süddeutschland zeitgleich entwickelten, fluviatilen Oberen Plattensandstein (Bindig & Backhaus 1995), ist allerdings unklar. Oszillationsrippeln belegen flache Wasserkörper, während Steinsalzkristallmarken für Playa-Playasee-Systeme und Sabkhas typisch sind. Paul (2002) deutet die dünnen, quarzitisch zementierte Sand- steinlagen des Röt 3 Nordhessens als Resultat von Schichtfluten infolge von Stark- regenfällen im Hinterland. Aufschluss 2: Forststeinbruch Herberhausen Lage: TK 25 Blatt 4426 Ebergötzen. R 35 69 775, H 57 11 950. Forststeinbruch ca. 1 km östlich von Herberhausen. Stratigraphische Stellung: Jena-Formation, Unterer Muschelkalk, Anis. Sedimentologie und Paläontologie: In diesem kleinen Steinbruch des Stadtforstes Göt- tingen ist ein knapp 13 m mächtiges Teilprofil des in dieser Gegend etwa 100 bis 110 m mächtigen Unteren Muschelkalkes erschlossen (Abb. 7). Stratigraphisch um- faßt das Profil den Bereich der Terebratelbänke und den folgenden Wellenkalk 2. Die Schichten fallen mit 260°/19° in Richtung Leinetalgraben ein. Bedeutsam ist der Aufschluß aufgrund seiner exzellent erhaltenen Echinodermenfauna und einer großflächig freigelegten Bankoberseite mit Strömungsrippeln (Abb. 8, Fig. 1-2; Seppelt 2004). Das Profil beginnt mit dem Wellenkalk-Zwischenmittel der Terebratelbänke. Neben bioturbaten Mudstones sind bereits schräggeschichtete Ooid-Bioklasten- Grainstone mit Intraklasten eingeschaltet. Die Obere Terebratelbank liegt in Form einer etwa 50 cm mächtigen oolithischen Schillkalkbank (Ooid-Bioklasten-Grainstone mit Intraklasten) vor, welche an ihrem Top eine ausgeprägte Rippelfläche aufweist (Abb. 8, Fig. 1-2). Die asymmetrischen Strömungsrippeln besitzen ca. 75 cm Wellenlänge, ca. 2,5 cm Amplitude und streichen etwa 115°. Damit ist für diesen Profilabschnitt eine grundberührende Wasserströmung aus NNE belegt. Auf die Obere Terebratelbank folgen relativ feste, z. T. plattige Wellenkalke mit mehreren, z. T. gradierten Schillbänkchen, welche auf Sturmereignisse zurück- gehen sollen („Tempestite“). Aus diesen führen Hagdorn & Simon (1983) 11 Mu- schelgattungen mit 14 Arten auf. Am häufigsten sind die Flügelmuschel Hornesia socialis und die flach im Sediment eingegraben lebenden Dreiecksmuscheln aus dem Formenkreis Myophoria (Neoschizodus laevigatus, Neoschizodus orbicularis, Myophoria vulgaris, Myophoria incurvata, Lyriomyophoria elegans). Seltener sind die Miesmuschel Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 162 Abb. 7 Teilprofil der Jena-Forma- tion (Anis) im Forststeinbruch Herberhausen, Göttinger Wald (Seppelt 2004) [Legende s. Abb. 2]. 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 163 "Mytilus eduliformis", die Nußmuschel Palaeonucula goldfussi und die Muschelkalk- Klaffmuschel Pleuromya sp. (Hagdorn & Simon 1983). Austernartige Kammuschel- verwandte (Placunopsis sp.) sind für Hartgrundflächen charakteristisch. Hinzu kom- men mehrere Schneckengattungen (Loxonema, Undularia, Omphaloptycha, Worthenia) und der Kahnfüßer Dentalium torquatum (Hagdorn & Simon 1983). Unter den Bra- chiopoden dominiert Coenothyris vulgaris. Eine dieser Schillbänke (Abb. 7: Schicht 26, Hirsutina-Bänkchen) führt zudem den spiriferiden Brachiopoden Hirsutina hirsutinella (Abb. 8, Fig. 3), womit die oben an- geführte stratigraphische Einstufung begründet ist (Hagdorn & Simon 1983). Echinodermen sind mit isolierten Skelettelementen von Cheilocrinus, Holocrinus und Miocidaris vertreten, während von Vertebraten nur kleine unbestimmbare Knochenfragmente vorliegen. Etwa 2,5 m über der Oberen Terebratelbank ist ein Hartgrund mit daraufliegender Verschüttungsfossillagerstätte entwickelt (Abb. 7: Schicht 39). Aus dieser Lage konnten vollständig erhaltene Seeigel, Seelilien, Schlangen- und Seesterne geborgen werden: Cheilocrinus carnalli, Holocrinus dubius, Miocidaris coaeva (Abb. 8, Fig. 4-5), Ophioderma sp. (Abb. 8, Fig. 6), die erst jüngst neu beschriebene Asteroideen-Art Trichasteropsis bilertorum (Abb. 8, Fig. 7) sowie eine noch nicht beschriebene Asteroi- deen-Art (Blake & Hagdorn 2003, Seppelt 2004). Die Schillbänke, insgesamt relativ artenreich, zeigen zum Hangenden des Profils hin eine schrittweise Verarmung der stenohalinen Faunenelemente, bis nur noch Myophorien vorkommen. Die Wellenkalke zeigen dagegen eine vorwiegend auf Spurenfosssilien beschränkte Fauna (vorwiegend Cruziana-Assoziation mit Rhizo- corallium jenense, Pholeus abomasoformis und Planulites sp.; vgl. Knaust 1998). Einzelne Bänke der Wellenkalke zeigen zudem Rutschfalten (slumping) oder Sigmoidal- klüftung (Abb. 8, Fig. 8), welche als Resultat erdbebeninduzierter Scherbe- wegungen im gelartigen Karbonatsediment interpretiert werden (Szulc 1993, Rüf- fer 1996, Neuweiler et al. 1999). Generell wird für den Wellenkalk ein subtidales Ablagerungsmilieu mit mäßigen Wassertiefen und eingeschränkter Wasserzirkulation angenommen. Die markanten Leithorizonte (wie die Terebratelbänke) werden dagegen unterschiedlich inter- pretiert. Während Franke et al. (1977) ooidreiche Schaumkalkbänke auf "flachstes (< 2 m), bewegtes Wasser" zurückführen und von kurzfristigen Absenkungen des Meeresspiegels (Regressionen) ausgehen, sieht Lukas (1991) vor allem in einer Teilzerstörung der barriereartigen Kalksandareale im Raum Berlin-Brandenburg und einer damit vorübergehend verbesserten Meereszirkulation die Ursache der ooid- und schillreichen Leitbänke. Meeresspiegelschwankungen könnten hierbei eine Rolle gespielt haben, sind in ihrer Bedeutung aber auf die Zerstörung der Sandbarren beschränkt. Götz (1996) wiederum sieht in den wiederholten Abfolgen von Wellenkalk, Gelbkalk und verschiedenen Kalksanden (Ooide, Schalen- trümmer, Gerölle) durch Meeresspiegelschwankungen gesteuerte Kleinzyklen. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 164 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 165 Aufschluss 3: Forstweg am Spring-Berg bei Weende Lage: TK 25 Blatt 4425 Göttingen. R 35 65 800, H 57 15 650. Böschung des Forst- weges am SW-Hang des Spring-Berges, 300 m NNE' des Jahnheimes bei Weende- Spring. Stratigraphische Stellung: Erfurt-Formation, Unterer Keuper, Ladin. Sedimentologie und Paläontologie: Dieser Böschungsanriß eines Forstweges ist der ein- zige leicht zugängliche und permanente Aufschluß in der direkten Umgebung von Göttingen, welcher Einblicke in den Aufbau des Unteren Keupers bietet (Abb. 9). Das Teilprofil beginnt mit dem sogenannten "Hauptdolomit". Dieser besteht aller- dings überwiegend aus rauh brechenden Mergeln und Kalkmergeln, welche kaum Dolomitanteile aufweisen. Entsprechend wurde im nahegelegenen und ähnlich aufgebauten Profil der ICE-Neubaustrecke dieser Abschnitt von Rebers (1987) auch "Karbonat-Ton-Folge" genannt. Die "Karbonat-Ton-Folge" ist lagenweise recht fossilreich. Neben Brackwassermuscheln (Anoplophora sp.) sind auch letzte marine Muscheln (Myophoria sp.), Estherien und kohlige Pflanzenhäcksel zu finden. Wurzelspuren zeugen von einem Pflanzenwuchs vor Ort. Eingeschaltet in die Mer- gel und Kalkmergel finden sich mehrere, leicht dolomitische Schillkalkbänke, welche äußerlich noch stark an die Schillkalksteine des Oberen Muschelkalkes erinnern. Die mächtigste unter ihnen zeigt eine deutliche Schrägschichtung und wurde im Göttinger Raum als "Mengershäuser Bank" beschrieben (Rebers 1987). Auch in dieser Bank wird der Schalenschill wird von Anoplophora sp. und Myo- phoria sp. gebildet. Es folgt der "Anoplophora-Sandstein", welcher hier in Form dreier siliziklastischer Unten-grob-oben-fein-Zyklen ausgebildet ist. Die schrägge- schichteten, gelbbraunen bis rötlichbraunen Feinsandsteine gehen nach oben in rötlichbraune Silt- und Tonsteine über. Im jüngsten Abschnitt dieses unvoll- ständigen Unterkeuper-Profils wird von grüngrauen Tonsteine mit gelbbraun durchgewitterten Karbonatbänken ("Gelbkalke") gebildet, welche zu den "Unteren Bunten Mergeln" gestellt werden. ? Abb. 8 Jena-Formation (Anis) des Forststeinbruches Herberhausen, Göttinger Wald. (1) Oberseite der Oberen Terebratelbank mit ausgeprägter Rippelfläche, Schicht 11; (2) Die asymmetrischen Strömungsrippeln der Schicht 11 belegen eine grundberührende Wasserbewegung aus NNE; (3) Spiriferider Brachiopode Hirsutina hirsutinella aus dem Hir- sutina-Bänkchen, Schicht 26; (4) Hartgrundoberfläche der Schicht 38 mit zwei Exemplaren von Miocidaris coaeva und Stielgliedern von Holocrinus dubius [leg. S. Seppelt, Hildesheim]; (5) Nahaufnahme eines der Miocidaris-Exemplare von Fig. 4; (6) Schlangenstern Ophioder- ma sp., Schicht 39; (7) Holotypus der Asteroideen-Art Trichasteropsis bilertorum, Schicht 39 [Muschelkalkmuseum Ingelfingen MHI 1755, Foto: F. Bielert, Braunschweig]; (8) Sigmoi- dalklüftung in Schicht 53. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 166 Abb. 9 Teilprofil der Erfurt-Forma- tion (Ladin) am Forstweg Spring- berg, Göttinger Wald [Legende s. Abb. 2]. 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 167 Generell zeigt das Profil sehr schön das Wechselspiel von marin-beinflußter, lagu- närer und deltaischer Sedimentation, welches mit dem Rückzug des Muschel- kalkmeeres verbunden war. Während die "Karbonat-Ton-Folge" einem weit- gehend ausgesüßten bis brackischen Milieu entspricht, sind in den Schillkalk- einschaltungen marin beeinflußte Sturmablagerungen zu sehen. Die Silt- und Fein- sandsteine des "Anoplophora-Sandsteins" weisen nach Rebers (1987) auf das Her- annahen eines Delta-Mündungslaufes hin. Eigentliche Flußrinnensandsteine sind hier vermutlich nicht angeschnitten. Abschließend dominieren wieder lagunäre Bedingungen, nun aber mit erhöhten Salinitäten und Dolomitbildung. Die Schichtenfolge des Unteren Keupers am Spring-Berg fällt mit 40–45° nach NNE ein. Tektonisch handelt es sich bei diesem schräggestellten Vorkommen um eine grabenartig in das Muschelkalkplateau des Göttinger Waldes eingesunkene, isolierte Keuper-Scholle. Eventuell ist auch hier, ähnlich wie bei ähnlichen Keuper- Vorkommen des Göttinger Waldes (Kleperspalte, Herberhäuser Graben), ein Zu- sammenhang mit der Salinartektonik am Rande des Leinetalgrabens zu sehen. Aufschluss 4: Ehemalige Tongrube Levin Lage: TK 25 Blatt 4425 Göttingen. R 35 63 800, H 57 11 400. Restaufschluß auf der Insel im Weiher auf dem Gelände der ehemaligen Tongrube Levin zwischen neuem Leinepark und Radweg entlang der Leine; 50 m südlich der neuen Polizei- wache an der Kasseler Landstraße. Stratigraphische Stellung: Triletes- und Psilonotenschichten, Rhät–Hettangium. Sedimentologie und Paläontologie: Der derzeit einzige Aufschluß der Rhät–Lias-Grenze im Stadtgebiet von Göttingen befindet sich auf dem Gelände der ehemaligen Zie- geleigrube Levin an der Kasseler Landstraße (Abb. 10). Bis in die siebziger Jahre war hier eine mehrfach von Störungen durchsetzte Abfolge vom mittleren Keuper bis in das höhere Hettangium aufgeschlossen (Stille 1932, Langheinrich 1966). Heute findet sich nur noch ein Restaufschluß auf Privatgrund in dem SE-Eck der ehemaligen Grube. An den Ufern eines Weihers bzw. auf dessen zentralen Insel sind hier noch die Rhät–Lias-Grenze bis zum unteren Hettangium aufgeschlossen (Abb. 10). Am Ostufer des Weihers sind rötliche Siltsteine und gelbe Feinsand- steine des Mittleren Keupers anstehend, welche von einer N–S laufenden Störung gegen Rhät und Schwarzjura versetzt sind. Das Liegende des Profils bilden gelblichgraue glimmerreiche Feinsandsteine, ge- folgt von etwa 40 cm grünlichgrauen, ebenso glimmerreichen Siltsteinen. Beide sind noch zu den Triletesschichten des oberen Rhätkeupers zu stellen. Palynolo- gische Untersuchungen an grünlichgrauen Siltsteinen am Top der Triletesschichten in Göttingen-Weende (Junkerberg) zeigen, daß hier vor allem trilete Sporen von Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 168 Farnen, Bärlappgewächsen und Moosen sowie monocolpate Pollen (Cycadeen, Bennettiteen, Ginkgogewächse) dominieren (Schlüter 1992). Abb. 10 Profil der Trias–Jura-Grenze (Rhät-Hettangium) in der ehemaligen Ton- grube Levin, Göttingen. Aufnahme Gert Bloos [Legende s. Abb. 2]. Die Untergrenze des Schwarzjura wird mit der ersten dunkelgrauen schiefrigen Tonlage gezogen, welche ein 55 cm mächtigen Packet aus blaugrauen Tonmergeln mit glimmerführenden Feinsandlagen und ersten bituminösen Lagen einleitet. Ammoniten konnten aus diesem Bereich noch nicht nachgewiesen werden. Aller- dings zeigt das Palynomorphen-Spektrum neben Koniferen-Pollen (Corollina) vor allem offen-marines Phytoplankton (Acritarchen), welche die Lias-Transgression dokumentieren (Schlüter 1992). Hinzu kommt eine spärliche marine Makrofauna mit Bivalven der Gattung Pseudomytiloides, Echinidenstacheln, Fischschuppen, Treibholz und feinem Schalenbruch. Die schiefrigen Mergel zeigen lagenweise Chondrites-Freßbauten. Mit 20–25 cm Mächtigkeit folgt die Planorbis-Bank in Form einer dunkelgrauen, schiefrigen Kalksteinbank. Die Bank ist bituminös („Stinkkalk“), ist vielfach zweigeteilt und zeigt eine wellige Feinschichtung infolge von Schill- und Fein- sand/Silt-Lagen. Kernbereiche der Bank sind sehr hart, pyritreich, und reich an Echinodermenschutt (v. a. Echinidenstacheln). Zahlreiche verdrückte Exemplare von Psiloceras planorbis sind stellenweise angereichert. Bivalven sind mit Pseudomyti- loides sp., Liostrea „irregularis“, Plagiostoma giganteum und Meleagrinella sp. vertreten. Es folgen 80–90 cm eines dunkelgrauer, bituminöser Papierschiefers mit Pseudomy- tiloides sp., vereinzelten Fischschuppen und seltenen, verdrückten Psiloceraten (Stille 1932). Mit unscharfer Grenze folgt eine 50–60 cm mächtig Bank aus hell- grauem, massigen Dolomitmergelstein („Torus-Bank“). Die Bank zerfällt bröckelig und verwittert orangebraun. Top und Basis zeigen einen fließenden Übergang zu 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 169 den Papierschiefern. Häufig finden sich verdrückte Exemplare von Caloceras belcheri, gelegentlich auch Pectiniden, Liostrea „irregularis“ und Plagiostoma sp. von ½ bis 5 cm Größe. Nahe dem Top ist stellenweise eine 1–2 cm mächtige Schill-Lage mit Echiniden-Stacheln, Liostrea „irregularis“, Pseudolimea sp., Chlamys sp. und Cardinia sp. eingeschaltet. Spurenfossilien sind durch merkmalsarme, 1-cm-breite Freßgänge vertreten. Der Top des Restaufschlusses wird erneut von dunkelgrauen, bitu- minöser Papierschiefern gebildet, von denen noch maximal 30 cm erschlossen sind. Lagenweise können kleinwüchsige Pseudomytiloides sp. und kleine Echiniden- Stacheln auftreten. Nach Stille (1932) ist die Schicht etwa 2,5 m mächtig und wird von etwa 8 m dunkelgrauen geodenführenden Tonmergel der hagenowi-Zone über- lagert. Aufschluss 5: Tongrube Hottenrode Lage: TK 25 Blatt 4625 Witzenhausen. R 35 65 025, H 56 94 300. Tongrube östlich der Bahnlinie Witzenhausen–Göttingen, 500 m NE’ Bahnhof Eichenberg an der Landesgrenze Hessen–Niedersachsen. Stratigraphische Stellung: Arnstadt-Formation, Mittlerer Keuper, Nor und Arieten- schichten, Unterer Schwarzjura, Sinemurium. Sedimentologie und Paläontologie: Die Erweiterung des Grubengeländes im Jahre 2002 führte zum Aufschluß eines ca. 21 m mächtigen Teilprofils aus dem Über- gangsbereich Steinmergelkeuper–Rhätkeuper (Abb. 11; Abb. 12, Fig. 1; Hoffmann 2004). Nach neuer lithostratigraphischer Gliederung ist dieser Bereich der Arn- stadt-Formation zuzurechnen (Deutsche Stratigraphische Kommission 2002; Vath im Druck). Die chronostratigraphische Einstufung ist noch ungesichert. Wahr- scheinlich handelt es sich noch um Sedimente des Nor, da rhätische Palynomorpha nicht nachgewiesen werden konnten. Vormals waren in der inzwischen vollständig verfüllten westlichen Grube fossil- reiche Ton- und Mergelsteine der Arietenschichten des Unterjura (Abb. 13; Arp et al. 2000) unter plio- bis pleistozänen Decklehmen erschlossen (Chanda 1962). Blaugraue schiefrige Tonsteine der höheren Arietenschichten (Lagerung 230°/30°; an der Störung aufgeschleppt auf 325°/70°) mit Ölschiefereinschaltungen sind zur Zeit auch im neuen Grubenareal mit einer Störung tektonisch an das hier vorgestellte Keuper-Profil (Lagerung 230°/55°) angrenzend aufgeschlossen. Die komplexen Lagerungsverhältnisse sind hier im Eichenberger Grabenknoten (Lotze 1932) möglicherweise teilweise durch Halotektonik und/oder Subrosion beein- flußt. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 170 Abb. 11 Teil- profil der Arn- stadt-Formation (Nor) in der Tongrube Hot- tenrode, Ge- meinde Fried- land [Legende s. Abb. 2]. 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 171 Das Keuper-Profil beginnt mit mehr als 6 m mächtigen bunten siltigen Tonsteinen mit einzelnen, unscharf abgegrenzten Dolomitsteinbänken (Steinmergelbänke). Faziell entsprechen die Sedimente denen des höheren Steinmergelkeupers. Es folgt eine auffallende, bis 30 cm mächtige, linsenförmig ausgebildete Konglomeratbank (Abb. 12, Fig. 2) mit erosiver Basis, welche sich durch zahlreiche Knochenreste (Abb. 12, Fig. 3) und kohlige Pflanzenreste auszeichnet („Bonebed“). Die Knoch- en, darunter Wirbel, Zähne, Hautknochenplatten und Langknochen, erreichen maximal 10 cm Größe und sind oftmals deutlich abgerollt (Abb. 12, Fig. 3). Bestimmbar war einzig ein Haifischzahn („Hybodus“ minor), welcher auf marin- deltaische Einflüsse hinweist (frdl. schriftl. Mitt. René Kindlimann, Aathal). Unter den bis 5 cm großen Geröllen befinden sich neben aufgearbeiteten dolomitischen Ton- und Siltsteinen auch onkoidartig aufgebaute, teilweise phosphatisch-karbo- natische Konkretionen pedogenen Ursprungs (Abb. 12, Fig. 4). Hinzu kommen mm-dünne, ausgelängte Wurzelspuren mit dolomikritischen Auskleidungen zwischen den Geröll-Komponenten. Es handelt sich damit um resedimentiertes Paläoboden-Material (Dolocrete), welches nach der Umlagerung erneut durch- wurzelt wurde. Geochemische Analysen liegen allerdings bisher nicht vor. Die Genese des Konglomerates ist nicht abschließend geklärt. Möglich wäre eine Zusammenschwemmung infolge eines katastrophalen Starkregens im terrestrischen Bereich, nachdem sich auf einer regionalen Erosionsdiskordanz umfangreiche Paläoboden gebildet hatten. Über der Konglomeratbank ist eine etwa 2,0 m mächtige fluviatile Unten-grob- oben-fein-Sequenz ausgebildet. Während zunächst mittel- bis feinkörnige quarzitische Sandsteinlagen mit Schrägschichtung und Strömungsrippeln domi- nieren, geht die Einheit nach oben in schwach karbonatische Siltsteine über. Häufig sind kohlig erhaltene Pflanzenreste eingelagert. Abschließend ist ein grünlichgrauer lakustriner Tonstein mit Wurzelspuren und ein schwarzgrauer palu- striner Tonstein mit Estherien entwickelt (Abb. 11: Schicht 7 und 8). Palynologische Untersuchungen zeigen, daß die Siltsteine neben zahlreichen opaken organischen Partikeln auch seltene dünnwandige Hüllen enthalten, welche andeutungsweise gefeldert oder bestachelt sind. Möglicherweise handelt es sich hierbei um Dinozysten oder Acritarchen. Der grüngraue siltige Tonstein zeigt dagegen besser erhaltene Palynomorpha mit aquatischen Formen, insbesondere Prasinophyceen (Leiosphaeridia sp., Campenia sp.) und die Grünalge Plaesiodictyon sp. (Abb. 12, Fig. 5). Diese Algen kommen bevorzugt im Übergangsbereich ter- restrisch-marin vor und deuten auf einen stehenden, süßen bis brackischen, geschichteten Wasserkörper hin (vgl. a. Brocke & Riegel 1996). Hinzu kommen einzelne trilete Sporen von Farnen (Baculatisporites sp.) und monocolpate Formen (Chasmatospora sp.). Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 172 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 173 Im schwarzgrauen Tonstein dominieren schließlich Koniferenpollen (Corollina cf. torosa), weitere Gymnospermenpollen (Ovalipollis sp.) und Sporen von Schachtel- halmgewächsen (Calamospora tener) (Abb. 12, Fig. 6). Auch trilete Sporen von Far- nen (Trachysporites cf. fuscus, Apiculatisporites sp.) kommen nun häufiger vor (Abb. 12, Fig. 6). Dies deutet auf eine zunehmende Verlandung des flachen Wasserkörpers hin, mit einer Pflanzenvergesellschaftung aus hygrophytischen (Farne, Schachtel- halmgewächse) und xerophytischen Elementen (Koniferen). Weitere 7 Proben des Profils erwiesen sich als frei von Palynomorpha, was auf die intensive aerobe Beanspruchung durch Bodenbildung zurückgeführt werden kann. Im oberen Profilteil folgen noch etwa 13 m bunte tonige Siltsteine mit Dolocrete- Knollen und -Orgeln sowie mehrere Einschaltungen von feinkörnigen Uferdamm- bruch-Sandsteinen (Abb. 12, Fig. 7). Diese sind primär schräggeschichtet, werden aber vom Top aus pedogen entschichtet, leicht karbonatisiert und von Wurzel- spuren durchzogen. Bei Profilmeter 11,5 findet sich als letzte lakustrine Einschal- tung ein dunkelgrauer, feingeschichteter Tonstein (Abb. 11: Schicht 21), welcher Uferdammbruch-Feinsandsteinen folgt. Insgesamt zeigt das beschriebene Profil eine terrestrisch-fluviatile Sedimentabfolge des küstennahen Bereichs mit dünnen lakustrinen Einschaltungen. Die Nähe zum marinen Ablagerungsraum ist durch Prasinophyceen, fragliche Dinoflagellaten- zysten/Acritarchen und den Einzelfund eines Zahnes von „Hybodus“ minor angedeutet, ohne daß hier ein abschließender Beleg gegeben ist. ? Abb. 12 Arnstadt-Formation (Nor) der Tongrube Hottenrode, Gemeinde Friedland. (1) Übersicht des Südteils der neue Grube. Die Schichten des Steinmergelkeuper–Rhät- keuper-Übergangsbereichs sind durch eine Abschiebung gegen Arietenschichten versetzt. Schichtnummern entsprechend Abb. 11. Die Lage der Schicht 5 ("Bonebed") ist mit einem Pfeil markiert; (2) Umgelagerte, teilweise schalig aufgebaute Konkretionen pedogenen Ur- sprungs (A) und schwarze Knochenfragmente (B) der Schicht 5 ("Bonebed"). Anschliff; (3) Abgerollter Saurierknochen im Konglomerat Schicht 5 ("Bonebed"); (4) Dünn- schliffbild mit onkoidartigen pedogenen Knollen (A) und Vertebratenresten (B) der Schicht 5 ("Bonebed"); (5) Palynomorpha des grünlichgrauen lakustrinen Tonsteins Schicht 7: Prasinophyceen Leiosphaeridia sp. (A) und Campenia sp. (B), sowie die Grünalge Plaesiodictyon sp. (C); (6) Palynomorpha des schwarzgrauen palustrinen Tonsteins Schicht 8: Koniferenpollen Corollina cf. torosa (A), Spore eines Schachtelhalmgewächses Calamospora tener (B) und trilete Spore eines Farnes Trachysporites cf. fuscus (C); (7) Pedogen ent- schichteter siltiger Tonstein einer fluviatilen Überschwemmungsebene (Schicht 13) mit Dolocrete-Orgel (A), überlagert von geschichtetem Siltstein-Feinsandstein-Wechsel (Schicht 14) eines Uferdammbruches (B, C). Während der untere Teil der Schicht 14 noch die primäre Schichtung aufweist (B), ist ihr oberer Teil bereits wieder von der nach- folgenden Paläo-Bodenbildung pedogen entschichtet (C). Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 174 Abb. 13 Teilprofil der Arietenschich- ten (Sinemurium) in der Tongrube Hot- tenrode, Gemeinde Friedland (Arp et al. 2000) [Legende s. Abb. 2]. 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 175 Das Schwarzjura-Profil (Abb. 13; Arietenschichten, Unteres Sinemur) wurde in der alten, inzwischen verfüllte Grube aufgenommen (Arp et al. 2000). Die Abfolge beginnt mit einer schlecht erschlossenen, schiefrigen Mergelkalkbank ("Gryphae- enbank"; ca. 30–50 cm) und wenige Dezimeter mächtige Mergel mit Gryphaea arcu- ata (Abb. 14, Fig. 1) und anderen Bivalven. Darüber folgt eine „Mergelschiefer-Folge“ von etwa 11 m Mächtigkeit. Im basalen Bereich kommen vereinzelte, vollkörperlich erhaltene, pyritisierte Exemplare von Euagassiceras resupinatum und Arnioceras sp. (juvenile, schwach skulpierte Exemplare) vor. In ihrer Mitte ist eine auffällige Lage aus bis 20 cm mächtigen Karbonat- konkretionen eingeschaltet, welche sich durch radiale Schwundrisse auszeichnen (Septarien). Im unteren Drittel der Mergelschiefer findet sich ein etwa 1 m mächtiger Abschnitt, in welchem sich zahllose flachgedrückte Ammonoideen finden und den Großteil der geborgenen Fossilien geliefert hat: Auf den Schichtflächen finden sich zahllose Ammoniten bis 13 cm Durchmesser, insbe- sondere Arnioceraten (Arnioceras oppeli, A. acuticarinatum, A. semicostatum, Arnioceras miserabile) und Euagassiceras resupinatum (= "E. sauzeanum") (Abb. 14, Fig. 2-4). Zusammen mit mehreren Funden von Arnioceras falcaries (Abb. 14, Fig. 5) ist damit eine biostratigraphische Einstufung in die sauzeanum-Zone des Sinemuriums belegt. Damit liegt hier ein Äquivalent der "Sauzeanum-Bank" vor, wie sie vom nörd- lichen Harzvorland bekannt geworden ist (Merkt 1966). Auch nördlich von Göt- tingen (Parensen) und in Göttingen selbst (Ascherberg) ist dieser Horizont als schiefrige Kalkbank voller Ammonitengehäuse ausgebildet (v. Koenen 1894, 1907; Brandes 1912; Rabitz 1961; Jordan 1984). Die Ammonitenanreicherung kann als kondensierter Profilabschnitt ("condensed section") einer maximalen eustatischen Meerestransgression interpretiert werden. Die Muschelfauna wird durch eine artenarme Vergesellschaftung von dünn- schaligen, vorwiegend epibyssaten Formen repräsentiert, wie sie in schlecht durch- lüfteten Sedimentationsräumen des Unterjura typisch ist: Neben "gewöhnlichen" Muscheln wie Pseudomytiloides pinnaeformis, Oxytoma inaeqivalvis, und Plagiostoma puncta- ta ist auch die lang ausgezogene, klingenartige Gervillia (Cultriopsis) lanceolata zu finden (Abb. 14, Fig. 6), welche ein charakteristisches Element dieser Bivalven- vergesellschaftung bildet. Auch fand sich als Seltenheit ein Phragmokon eines coleoiden Tintenfisches (Abb. 14, Fig. 7). Belemniten wie Nannobelus acutus (Abb. 14, Fig. 8), im tiefern Lias noch eher untergeordnet vertreten, sind auch in der Tongrube Hottenrode nur vereinzelt zu finden. Es folgt eine etwa 2,5 m mächtige Wechselfolge aus bituminösen, dünnschichtigen Mergelschiefern (Abb. 14, Fig. 9), blockig brechenden bioturbaten Mergeln und schiefrigen Mergeln ("Ölschiefer-Chondrites-Mergel-Wechselfolge"). Verdrückte Arnioceraten finden sich in den Ölschiefern, sind jedoch schlechter erhalten und seltener als in den Mergelschiefern des tieferen Profilabschnittes. Bioturbate Mergel sind vollständig von Freßbauten (Chondrites sp.) durchsetzt, weitgehend entschichtet, enthalten jedoch häufig juvenile Ammonoideen sowie kleine dünn- schalige Bivalven (u. a. Oxytoma inaeqivalvis, Abb. 14, Fig. 10) und Belemniten der Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 176 Art Nannobelus acutus. Der höhere Profilabschnitt umfaßt noch etwa 8 m rauhe, schiefrige Tonmergel („Tonmergel-Folge“), deren stratigraphische Stellung auf- grund ihrer Fossilarmut ungeklärt ist. 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 177 Aufschluss 6: Tongrube Friedland Lage: TK 25 Blatt 4525 Friedland. R 35 63 450, H 56 48 870. Tongrube des Ziegel- werkes Friedland GmbH am westlichen Ortsrand. Stratigraphische Stellung: Weser-Formation, Mittlerer Keuper, Karn. Sedimentologie und Paläontologie: Die Tongrube erschließt ein über 45 m mächtiges Teilprofil der sogenannten Rote Wand mitsamt der Lehrbergbänke (Abb. 15). Der überwiegende Teil der Sedimentabfolge wird von rotbraunen, siltigen Tonsteinen gebildet. Die rotbraunen Schlammablagerungen entstanden in weitläufigen Überschwem- mungsebenen eines Playa-Playasee-Systems und sind durch Bodenbildungs- vorgänge entschichtet. Letzteres ist erkennbar an Peloturbationsharnischen, der feinbrekziösen Struktur der Tonsteine und an Pseudoantiklinen. Eingeschaltet sind zahlreiche grünlichgraue Residualhorizonte, bestehend aus siltigem Tonstein mit Aggregaten aus sekundärem Kalzit, autigenen Quarzen und Gipsrelikten. Sie spiegeln anhaltende Überflutungen (Playasee-Phasen) mit Evaporitfällung wider (Echle 1961, Franke et al. 1977, Seegis 1997). Gut untersucht ist die mineralogische Zusammensetzung der rotbraunen Tonsteine: Neben Illit und Chlorit ist Corrensit ein Hauptbestandteil der Tonfraktion (Echle 1961). Letzteres Tonmineral wurde zeitweise als Hinweis auf hoch-salinare Bildungsbedingungen gewertet, fehlt aber in vielen anderen evaporitischen Ablagerungen wie z. B. dem Mittleren Muschel- kalk (Lippmann 1956). Weiterhin sind Karbonat- und geringe Feldspat-Anteile in den rotbraunen Tonsteinen vertreten (Echle 1961). Besonders interessant in diesem Aufschluß sind jedoch zwei in die rotbraune Ton- steinserie eingeschaltete Bereiche aus fossilführenden, karbonatischen Ablage- rungen permanenter Seen (Abb. 15; Abb. 16, Fig. 1). ? Abb. 14 Arietenschichten (Sinemurium) der Tongrube Hottenrode, Gemeinde Friedland. (1) Gryphaea arcuata aus der Gryphaeenbank; (2) Arnioceras cf. acuticarinatum, Schicht 2 ("Sauzeanum-Bank"), semicostatum-Zone; (3) Euagassiceras resupinatum, Schicht 2 ("Sauze- anum-Bank"), semicostatum-Zone; (4) Arnioceras sp., Top der Schicht 2 ("Sauzeanum-Bank"), semicostatum-Zone; (5) Arnioceras falcaries, Schicht 2 ("Sauzeanum-Bank"), semicostatum-Zone; (6) Gervillia (Cultriopsis) lanceolata, Schicht 2 ("Sauzeanum-Bank"), semicostatum-Zone; (7) Phragmokon eines coleoiden Tintenfisches, Top der Schicht 2 ("Sauzeanum-Bank"), semicostatum-Zone; (8) Nannobelus acutus, Schicht 2 ("Sauzeanum-Bank"), semicostatum-Zone; (9) Bituminöse, dünnschichtige Mergelschiefer (Schicht 18) der "Ölschiefer-Chondrites- Mergel-Wechselfolge", semicostatum-Zone; (10) Von Chondrites durchsetzter Mergelschiefer mit Oxytoma inaeqivalvis, Schicht 17, semicostatum-Zone. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 178 Abb. 15 Teilprofil der Weser-Formation (Karn) in der Tongrube Friedland, Gemeinde Friedland. Die Untergrenze der Roten Wand wurde ca. 18 m unter der Grubenbasis er- bohrt. Die Lage der Obergrenze der Roten Wand ist derzeit nur grob abzuschätzen. Posi- tion der Lehrbergbänke nach Seegis (1997) [Legende s. Abb. 2]. 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 179 Diese sogenannten "Lehrbergbänke" sind vor allem in süddeutschen Gebiet verbreitet und reichen mit einzelnen Ausläufern bis ins Osnabrücker Bergland und Thüringer Becken (Duchrow 1984, Seegis 1997). Die "Untere Lehrbergbank" ist ein etwa 2,5–2,6 m grünlichgrauer Bereich (Abb. 16, Fig. 1). Der unterster Meter, bestehend aus schichtungslosen grün- lichgrauen Tonsteinen, könnte noch den entfärbten Top der liegenden rotbraunen Tonsteine darstellen. Darauf folgen die eigentlichen Seeablagerungen mit einer Wechselfolge siltigen Dolomitsteine mit kleindimensionaler Schrägschichtung und dunkelgrauen laminierten Tonsteinen mit siltigen Hellglimmerlagen. Durch Ent- wässerungsstrukturen ist das Schichtungsgefüge stark gestört und wirkt flaserig (Abb. 16, Fig. 2). Die Schrägschichtung der Dolomitsteine geht teilweise auf Ostra- kodensandlagen (Ostrakoden-Packstones mit Bisulcocypris gwinneri) zurück, welche aus Flachwasserbereichen eingeschwemmt wurden (Abb. 16, Fig. 2). Daneben sind lagenweise auch Gastropoden ("Promathildia" theodorii), Bivalven („Unio“ keuperinus) und Fischschuppen zu finden (Abb. 16, Fig. 3-4). Seegis (1997) erwähnt zudem Estherien. Durch etwa 3,5 m rotbraune Tonsteine getrennt folgt die "Mittlere Lehrbergbank", ein 1,3 bis 1,5 m mächtiger Abschnitt mit zwei weißgrauen Dolomitsteinbänken (Abb. 16, Fig. 1). Neben Dolomikriten (Mudstones) sind vor allem fossilreiche Oolithe (Ooid-Grainstones) entwickelt (Abb. 16, Fig. 5). Die kleinwüchsige, arten- arme aber individuenreiche Fauna aus Gastropoden („Promathildia“ theodorii) und Bivalven (Unionites sp.) liegt in Form von Lösungshohlräumen bzw. Steinkernen vor (Abb. 16, Fig. 6). Estherien (Laxitextella sp.) sind in feinkörnigen Lagen (Mudstones) zu finden (Abb. 16, Fig. 7). Die untere Teilbank zeigt neben Ooiden auch zentimetergroße Dolomitgerölle (Intraklasten). Die gut ausgewaschenen, schräggeschichteten Oolithe belegen eine deutliche Wasserströmung im flachen Randbereich des "mittleren Lehrbergsees". Paläogeographisch entspricht dies der westlichen Uferzone des Sees (Seegis 1997). Die in Süddeutschland verbreitete „Oberen Lehrbergbank“ ist im Profil der Tongrube Friedland nicht mit Sicherheit zu identifizieren. Nach Seegis (1997) gehen die Lehrbergbänke auf langanhaltende Überflutungs- ereignisse (in der Größenordnung 1.000 bis 50.000 Jahre) zurück, welche zu mero- miktischen Seen mit höhersalinarem Bodenwasserkörper und ausgesüßten bis schwach brackischen Oberflächenwasser geführt haben sollen. Auf jede größere Überflutung folgte eine schrittweise Eindunstung bis wieder Playa-Verhältnisse mit rotbraunen Überschwemmungsebenen dominierten. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 180 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 181 Aufschluss 7: Tongrube Meurer Lage: TK 25 Blatt 4525 Göttingen. R 35 63 325, H 57 09 725. Alte Tongrube der Ziegelei Meurer östlicher der Bahnlinie. Stratigraphische Stellung: Psilonoten- und Angulatenschichten, Unterer Schwarzjura, Hettangium. Sedimentologie und Paläontologie: Die Tongruben am südwestlichen Rand des Stadt- gebietes von Göttingen boten ehemals ein nahezu vollständiges Profil von den Triletesschichten (Rhät) bis zu den höheren Angulatenschichten (Oberes Het- tangium) (Stille 1932, Wüstemann 1991). Die neueren Gruben westlich der Bahn- linie (Wüstemann 1991) werden zur Zeit leider wieder verfüllt bzw. sind im Grundwasser abgesoffen. Hier waren auch die obersten 9 m der Triletesschichten mit gelbbraunen, glimmerreichen Feinsandsteinen, welche einem deltaischen Küstenbereich zugeordnet werden können (vgl. Schlüter 1992), erschlossen. Auf dem alten Grubengelände (Stille 1932) östlich der Bahnlinie befinden sich dagegen noch zugängliche Restaufschlüsse im Übergangsbereich von Psilonoten- zu Angulatenschichten. Die Schichten fallen hier mit 5° flach nach Norden ein (Wüstemann 1991). Der derzeit noch erschlossene Bereich der Psilonotenschichten beginnt mit mehre- ren Metern blaugrauen schiefrigen Mergel mit zahlreichen Geodenlagen (Abb. 17; Abb. 18, Fig. 1). Diese Mergel sind äußerst makrofossilarm und lieferten nur im tieferen Teil einzelne Pseudomytiloides sp. Stille (1932) erwähnt aus dem Bereich Psilo- ceras hagenowi. ? Abb. 16 Weser-Formation (Karn) der Tongrube Friedland. (1) Untere und Mittlere Lehr- bergbank eingeschaltet in rotbraune Tonsteine der Roten Wand; (2) Dünschliffbild eines dunkelgrauen Dolomitsteins 32–38 cm über der Basis der Unteren Lehrbergbank mit zahl- reichen Schichtstörungen infolge von Entwässerung ostrakodenreicher Lagen (Wechsel von Mudstones und Ostrakoden-Packstones). Die linsenförmigen bis flaserigen hellen Lagen werden vorwiegend von Ostrakodenschalen (Detailbild) aufgebaut; (3) Abdrücke von Unio keuperinus und zahlreichen "Promathildia" theodorii, Untere Lehrbergbank [leg. T. Löffler, Göttingen]; (4) Ganoidschuppe eines semionotiden Fisches aus der Unteren Lehr- bergbank; (5) Dünschliffbild eines weißgrauen oolithischen Dolomitsteins der Mittleren Lehrbergbank, Schicht 14. Die konzentrisch-schaligen Ooide bilden ein korngestütztes Gefüge, welches durch einen saumartigen mikrosparitischen Dolomit zementiert wird (Ooid-Grainstone). Schalenbruchstücke sind gelöst und liegen in Form dünner mikro- kristalliner Dolomithüllen vor; (6) Steinkerne von Unionites sp. aus der Mittleren Lehr- bergbank [leg. T. Löffler, Göttingen]; (7) Abdrücke von Estherien (Laxitextella sp.) aus der Mittleren Lehrbergbank, Schicht 19 [leg. T. Löffler, Göttingen]. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 182 Abb. 17 Profil des Grenzbereichs Psilonotenschichten-Angulatenschichten (Hettangium) in den Tongruben Meurer, Göttingen-Rosdorf. Die Grenze wird durch eine Schichtlücke mit angebohrten Hiatuskonkretionen markiert, welche von aphotischen Stromatolithen umkrustet sind [Legende s. Abb. 2]. Auf diese monotone blaugraue Mergelserie folgen zunächst 2,0–2,4 m graue siltige schiefrige Mergel mit zentimeterdünnen, bioturbaten Siltsteinbänkchen. In den untersten Meter dieser siltigen Mergel sind bis zu drei harte Feinsandsteinbänkchen von jeweils 2–6 cm Mächtigkeit eingeschaltet, welche sich durch flachwinkelige Schrägschichtung und Sohlmarken (Schleif- und Stechmarken) auszeichnen. Wie- terhin sind Spurenfossilien (Zoophycos sp., Phycodes sp.) an den Bankunterseiten häufig (Abb. 18, Fig. 2). Die Ausrichtung der Sohlmarken belegt eine Schüttung dieser Turbidite aus Osten (Abb. 18, Fig. 3). In den obersten 15 cm der siltigen Mergel treten erste fossilführende Geoden mit Saxoceras sp. auf. Es folgen 0,8– 0,9 m graue schiefrige Mergel mit unregelmäßig eingestreuten Geoden. Ein Teil der in der Grube lose aufgesammelten Ammoniten (Abb. 18, Fig. 4-5), wie auch die von Brandes (1912) und Lange (1941) beschriebenen Altfunde von Saxoceras 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 183 schroederi, Saxoceras crassicosta und Kammerkarites brandesi, dürften diesem Bereich entstammen (schroederi-Subzone sensu Lange 1941). Etwa 20 cm unter Top dieses Mergelpaketes ist ein 1–2 cm dünnes pyritreiches Schillbänkchen aus Cardinia- und Liostrea-Schalen eingeschaltet. Die Basis der Angulatenschichten erscheint in Form einer bis 5 cm dicken Auf- arbeitungslage aus angebohrten Hiatus-Konkretionen mit stromatolithischen Krusten (Abb. 18, Fig. 6-8). In diesen umgelagerten Konkretionen fanden sich Saxoceras cf. schroederi, Kammerkarites brandesi sowie Cenoceras sp., Pleurotomaria sp. und Plagiostoma giganteum. In einem Dünnschliff konnte zusätzlich ein koralliner Schwamm zwischen den Konkretionen nachgewiesen werden. Die Mergel um die Hiatuskonkretionen enthalten bereits Schlotheimia angulosa, wohingegen die unmit- telbar folgenden Mergel auch das Leitfossil für die complanata-Subzone Schlotheimia complanata führen. Demnach fehlen in Göttingen bisher Hinweise auf den tieferen Teil der angulata-Zone wie auch auf den höchsten Teil der liasicus-Zone (laqueus- Subzone). Die Stromatolithen sind pyritreich, äußerst fein laminiert und wachsen ohne bevor- zugte Richtung (z. T. auch in Hohlräume wie Bohrlöchern oder Cephalopoden- gehäusen). Im Gegensatz zu typischen cyanobakteriellen Stromatolithen fehlt ihnen ein Fenstergefüge wie auch Filamentspuren. Stattdessen sind vielfach bäumchenartige, Frutexites-artige Mikrostrukturen entwickelt (Abb. 18, Fig. 8). Der- artige Stromatolithe sind auch im Schwarzjura des süddeutschen Raumes ver- breitet, sind immer an Kondensationshorizonte gebunden und werden auf nicht- phototrophe Bakteriengemeinschaften ohne Beteiligung von Cyanobakterien zurückgeführt („aphotische Stromatolithe“, Keupp & Arp 1990; Böhm & Brachert 1993). Eine Beteiligung von Pilzen wird aufgrund hyphenartiger Mikrostrukturen diskutiert (Keupp & Arp 1990). Über der basalen Aufarbeitungslage der Angulatenschichten waren zeitweise bis zu 30 m schiefrige Mergel erschlossen, ohne daß die Feinsandstein-führenden ober- sten Bereiche der Angulatenschichten erreicht wurden. Einzelnen Lagen dieser Mergel enthalten neben Echiniden und Ophiuren auch als Besonderheit voll- ständige Holothurien (Wüstemann 1991, Haude 2004). Danksagung Für die Erlaubnis, im Rahmen der Exkursion Aufschlüsse betreten zu dürfen, danken wir Prof. Dr. Hanns Höfle (Forstamt Bovenden), Prof. Dr. Wolfgang Schmidt (Institut für Waldbau Universität Göttingen), Forstoberrat Martin Johannes Levin (Stadtforstamt Göttingen), Herrn Dipl.-Ing. Rainer Nothdurft (Ziegelwerk Friedland GmbH), Freiherr Melchior von Bodenhausen (Nieder- gandern), Herrn Rolf Meurer (Rosdorf), Herrn Klaus-Peter und Frau Jutta Hesse (Rosdorf) und Herrn Wilhelm Steinwachs (Göttingen). Frau Hildburg Tippach- Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 184 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 Exkursion 6 185 Kemmling (Fachdienst Umwelt/Untere Naturschutzbehörde Stadt Göttingen) und Herr Volkmar Kießling (Untere Naturschutzbehörde Landkreis Göttingen) waren bei der Vermittlung der Genehmigungen behilflich. Wertvolle Hinweise zu den hier vorgestellten Aufschlüssen verdanken wir Herrn Dipl.-Geol. Thomas Löffler (Göttingen), Dr. Hans Jahnke (Geowissenschaftliches Zentrum der Universität Göttingen), Prof. Dr. Josef Paul (Geowissenschaftliches Zentrum der Universität Göttingen) und Herrn Dipl.-Geol. Ullrich Vath (Reinhausen). Der Preussag Energie GmbH Lingen sei gedankt für die Erlaubnis zur Verwendung und Publi- kation von Daten der Erdölaufschlußbohrung Dransfeld 1. Herrn Dipl.-Geol. Hagen Hopf (Weimar) sei für die Überlassung eines Ammoniten aus der Tongrube Meurer gedankt. Herrn Dr. Gert Bloos (Staatliches Museum für Naturkunde Stuttgart) verdanken wir einen gemeinsamen Besuch der Aufschlüsse Meurer und Levin, die Profilaufnahme des Aufschlusses Levin sowie wertvolle Hinweise zur Synonymie und Bestimmung von Lias-Ammoniten und zur Biostratigraphie des Lias. Dr. Friedrich Bielert (Braunschweig) stellte freundlicherweise das Foto eines Seesterns aus Herberhausen zur Verfügung. Ihnen allen sei für Ihre Unterstützung gedankt. ? Abb. 18 Psilonotenschichten und Angulatenschichten (Hettangium) der Tongrube Meu- rer, Göttingen-Rosdorf. (1) Geoden-führende Tonsteine der Psilonotenschichten mit drei Turbiditsandsteinen (T), gefolgt von Tonsteinen der Angulatenschichten mit basaler Dis- kontinuität (D). Neue Grube westlich der Bahnlinie; (2) Unterseite einer turbiditischen Feinsandsteinbank mit dem Spurenfossil Zoophycos isp. aus den höheren Psilonoten- schichten. Lose aufgesammelt, vermutlich Schicht 8 oder 10, alte Grube östlich der Bahn- linie; (3) Unterseite einer turbiditischen Feinsandsteinbank mit Schleif- und Stechmarken, welche eine Schüttung aus östlicher Richtung belegen. Höhere Psilonotenschichten, Schicht 50, neue Grube westlich der Bahnlinie; (4) Kammerkarites brandesi (Lange) aus den höchsten Psilonotenschichten, schroederi-Subzone. Lose aufgesammelt, vermutlich Schicht 12, alte Grube östlich der Bahnlinie [Exemplar freundlicherweise überlassen von Hagen Hopf, Weimar]; (5) Saxoceras crassicosta Lange aus den höchsten Psilonotenschichten, schroederi-Subzone. Lose aufgesammelt, vermutlich Schicht 12, alte Grube östlich der Bahn- linie; (6) Stromatolith-umkrustete Hiatuskonkretionen markieren die Diskontinuität an der Grenze Psilonotenschichten-Angulatenschichten. Alte Grube östlich der Bahnlinie; (7) Polierter Anschliff einer Hiatuskonkretion mit Anbohrung (Pfeil) und stromato- lithischer Umkrustung (Strom). Orientierung mit Wachstumsbasis oben entsprechend der Fundsituation; (8) Dünnschliffbild der aphotische, pyritreichen Stromatolithkruste von Fig. 7 mit bäumchenartigen Wachstumsmustern. Orientierung entsprechend der Fund- situation. Sowohl Filamentspuren ehemaliger Cyanobakterien wie auch das für photische Stromatolithe oft typische Fenstergefüge fehlen. Exkursion 6 74. Jahrestagung der Paläontologischen Gesellschaft, 02. - 08. Oktober 2004 186 Literaturverzeichnis Arp, G., Peršoh, D., Reimer, A., Reitner, J. & Sosnitza, M. 2000. Lias-Fossilien aus der Tongrube Eichenberg, Nordhessen. Fossilien 17 (2): 108-113; Korb. Ashry, M. M. 1964. Petrographie des Praezechsteins der Bohrung „Dransfeld 1“. Beiträge zur Mineralogie und Petrographie 11: 49-90; Berlin. Baales, M., Jöris, O., Street, M., Bittmann, F., Weniger, B. & Wiethold, J. 2002. Impact of the Late Glacial eruption of the Laacher See volcano, Central Rhineland, Germany. Quaternary Research 58: 273-288; Orlando, Fla. Beer, W. (1977): Röt und Unterer Muschelkalk am Ostrand des Göttinger Waldes zwischen Södderich und Billingshausen (TK 25: 4425 Göttingen, 4426 Waake, 4326 Lindau). [unveröffentlichte] Diplomarbeit und Diplomkartierung, Geologisch-Paläontologisches Institut, Georg- August-Universität Göttingen: 176 S., 1 Kt.; Göttingen. Beutler, G., Hauschke, N. & Nitsch, E. 1999a. 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