Geologie des Stadtgebietes von Dinslaken

Kreide

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 zu dieser Zeit etwa bei Duisburg und Mülheim. Die Schichtenfolge der Oberkreide im Dinslakener Stadtgebiet zeigt Abb. 1.

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. 1: 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. 2).

Abb. 2: 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. 1). 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.