Geologie des Gemeindegebietes von Weeze

Geographischer Überblick

Weeze ist eine Gemeinde am rechten Niederrhein. Der Ort hat etwas über 10000 Einwohner und gehört zum Kreis Kleve. Das Gemeindegebiet, das im Südwesten an die Niederlande grenzt, hat eine Fläche von etwa 80 km². Überregional bekannt ist Weeze durch seinen internationalen Verkehrsflughafen.

Geologischer Überblick

Gesteine des Paläozoikums und Mesozoikums erreichen im Raum Weeze nirgendwo die Oberfläche. Kenntnisse über sie liegen aus Bohrungen vor. Das Karbon, das aus rhythmisch aufgebauten Sedimentzyklen mit Kohlenflözen besteht, ist in ähnlicher Ausbildung wie im Ruhrgebiet vorhanden. Durch die Variszische Gebirgsbildung wurde es gefaltet und an seiner Oberfläche gekappt. Über diesem Grundgebirge folgen teils terrestrische, teils marine Ablagerungen aus Perm, Trias, Jura und Kreide.

Im Känozoikum wurden während des Tertiärs mächtige Sedimentfolgen abgelagert, die einen mehrfachen Wechsel zwischen festländischen und marinen Ablagerungsräumen am Niederrhein belegen. Tertiärzeitliche Sedimente liegen im Raum Weeze stellenweise nur wenige Meter unter der Geländeoberfläche. An der Oberfläche stehen im Gemeindegebiet Weeze ausschließlich quartärzeitliche Lockersedimente an (Abb. 1). Es sind dies überwiegend junge fluviatile Ablagerungen der Weichsel-Kaltzeit und des Holozäns. Große Bereiche des Gemeindegebietes werden von der weichselzeitlichen Niederterrasse eingenommen, deren Aufschotterung durch das verwilderte Flusssystem von Maas und Rhein erfolgte.

Die Niederterrasse wird überlagert von unterschiedlich ausgebildeten Hochflutabsätzen, die im Spätglazial entstanden, als bei Hochwasser kurzzeitig auch die Bereiche zwischen den Hauptabflussrinnen überflutet wurden. Die Terrassen- und Hochflutsedimente werden vielerorts von einem dünnen Schleier aus Flugsand überzogen. Seine Entstehung reichte vom Spätglazial bis in das Holozän hinein.

Im Holozän wurde die Niederterrasse durch verstärkte Erosion zerschnitten. In den sich dabei bildenden Talauen kamen sandige oder lehmige Auensedimente zur Ablagerung. Stellenweise setzte bei hohen Grundwasserständen und gestiegenen Niederschlägen Moorbildung ein.

Karbon (358 - 298 Mill. Jahre vor heute)

Zwei große Gebirgsbildungsphasen haben das Paläozoikum geprägt. Die Kaledonische Gebirgsbildung fand ihren Abschluss im höheren Silur. Dabei entstand der Großkontinent Laurussia, der wegen seiner roten Sedimente auch als Old-Red-Kontinent bezeichnet wird. Im Karbon kam es im Rahmen der Variszischen Gebirgsbildung dann zur Kollision Laurussias mit dem Südkontinent Gondwana. Der Niederrhein gehörte damals zur nördlichen Randzone des Meeresbeckens, welches zwischen den beiden Großkontinenten lag.

Mit der Annäherung Gondwanas an Laurussia wurde der zwischen beiden Landmassen liegende Ozean geschlossen und an der Nahtstelle beider Kontinente entstand das Variszische Gebirge. Der Höhepunkt der Gebirgsbildung lag im höheren Oberkarbon, als der Sedimentinhalt des sich einengenden Meeresbeckens gefaltet und herausgehoben wurde.

Die Faltungsfront durchlief das Becken von Süden nach Norden, so dass der verbleibende Meeresbereich auf einen schmalen Streifen im Norden eingeengt wurde, der von den Britischen Inseln über Nordfrankreich, Belgien, den Niederrhein und das Ruhrgebiet bis nach Polen reichte und als Subvariszische Saumtiefe bezeichnet wird. Das Becken nahm die Abtragungsprodukte des im Süden bereits herausgehobenen Gebirges auf. Es handelte sich somit um ein typisches Molasse-Becken.

Die Faltungsintensität innerhalb der Subvariszische Saumtiefe nimmt von Süden nach Norden hin ab und klingt im nördlichen Ruhrgebiet und am Niederrhein allmählich aus. Nicht nur die Faltung, auch die Hebungsbeträge waren im Süden stärker als im Norden. Heute ist der gesamte Schichtstapel nach Norden hin gekippt ist, so dass die Karbon-Oberfläche unter ein zunehmend mächtigeres Deckgebirge abtaucht, je weiter man sich vom Ruhrgebiet aus in Richtung Münsterland oder Niederrhein bewegt.

Im Raum Weeze liegt die Karbon-Oberfläche bereits in rund 1200 m Tiefe. Aus dem Ruhrgebiet ist die Schichtenfolge aber gut bekannt, da das Oberkarbon längs der Ruhr zutage tritt. Insbesondere aber sind durch den umgegangenen Bergbau die Schichten und Lagerungsverhältnisse des Karbons bis in große Tiefe intensiv erkundet worden. Die zyklische Abfolge mit eingelagerten Steinkohlenflözen zeigt eine bemerkenswerte räumliche Konstanz und dürfte in sehr ähnlicher Ausbildung wie im Ruhrgebiet auch im Raum Weeze vorhanden sein.

Perm (298 - 251 Mill. Jahre vor heute)

Im Perm begann die postvariszische Ära. Das zuvor entstandene Variszische Gebirge unterlag einer intensiven Abtragung und wurde rasch eingeebnet. Der Niederrhein lag im nördlichen Vorland des Gebirges, so dass sich festländische Bedingungen einstellten.

Im Gebiet der heutigen Nordsee hatte sich ein kontinentales Becken gebildet. Dieses Norddeutsche Becken nahm in der Folgezeit große Mengen an klastischen Sedimenten und Evaporiten auf. Der Niederrhein befand sich an der südlichen Umrahmung dieser großen Senke, wo das Gelände bereits anstieg.

Das Klima Mitteleuropas war geprägt durch Trockenheit und hohe Temperaturen. Die ariden Klimaverhältnisse führten im Rotliegend zur Entstehung rot gefärbter Verwitterungsprodukte. Der Transport des überwiegend groben Verwitterungsmaterials erfolgte durch seltene, dann aber sehr starke Regenfälle in Richtung der großen Senke im Norden. Insgesamt haben Ablagerungen aus dem Rotliegend am Niederrhein keine große Verbreitung. Es findet sich in lückenhafter Verbreitung ein Rotliegend-Konglomerat von geringer Mächtigkeit, das diskordant über dem gefalteten Karbon liegt.

Zu Beginn des Zechsteins konnte das Meer von Nordosten her aus dem Norddeutschen Becken über die Niederrhein-Ems-Senke an den Niederrhein vorstoßen. Es bildete sich ein seichtes Randmeer, das als Niederrheinisches Becken bezeichnet wird und dessen Zentrum etwa zwischen Wesel und Bocholt lag. Durch eine Schwelle nördlich von Bocholt wurde der Austausch mit dem Hauptbecken im Norden eingeschränkt, so dass unter den ariden Klimabedingungen große Mengen evaporitischer Sedimente ausgefällt wurden.

Es kam dabei zur Entstehung mehrerer Eindampfungszyklen, wobei nur der erste Zyklus vollständig ausgebildet ist und zur Bildung mächtiger Salzlagerstätten führte. Weeze lag am Rand des lagunenartigen Beckens. Hier kam eine Randfazies zur Ablagerung, die sich bezüglich der Mächtigkeit und Ausbildung vom Beckenzentrum unterscheidet.

Trias (251 - 201 Mill. Jahre vor heute)

Auch während der Trias herrschten zunächst terrestrische Bedingungen. Die klastischen Sedimente des Buntsandsteins wurden von den Gebirgsrändern im Süden an den Niederrhein geliefert, der ähnlich wie im Perm über die Niederrhein-Ems-Senke mit dem Norddeutschen Becken verbunden war. Der Sedimenttransport erfolgte überwiegend fluviatil, teilweise auch äolisch.

Der Buntsandstein im Raum Weeze besteht insbesondere aus kalkhaltigen oder tonigen Fein- bis Grobsandsteinen. Daneben treten Einschaltungen von Tonsteinen auf. Nach Südosten hin, in Richtung eines Hochgebietes am südlichen Niederrhein, nimmt die Mächtigkeit der Buntsandstein-Ablagerungen ab.

Der Muschelkalk ist am Niederrhein durch flachmarine, teilweise auch salinare Bedingungen gekennzeichnet. Der Keuper ist wieder stärker festländisch geprägt. Es bildete sich eine flache Ebene, die nur wenig oberhalb des Meeresspiegels lag und die gelegentlich überflutet wurde. Es kamen tonig-salzige Sedimente zur Ablagerung.

Jura (201 - 145 Mill. Jahre vor heute)

Im Jura drang aus nördlicher Richung das Meer an den Niederrhein vor, wo sich ein flaches Schelfmeer ausbreitete. In diesem Ablagerungsraum entstanden während des Lias mehrere hundert Meter mächtige dunkle, teils bituminöse Ton- und Tonmergelsteine. Die feinklastischen Sedimente zeigen an, dass die umliegenden Festländer weitgehend eingeebnet waren. Liassische Sedimente wurden auch im Raum Weeze abgelagert. Ihre heutige Verbreitung ist aber unsicher. Auch Sedimente aus dem Dogger, als weiterhin marine Verhältnisse herrschten, dürften ursprünglich vorhanden gewesen sein. Diese sind allerdings in der Folgezeit vollständig abgetragen worden. Im Malm war der Raum Weeze wieder festländisch und es wurden keine Sedimente abgelagert.

Kreide (145 - 66 Mill. Jahre vor heute)

Sedimente der Unterkreide finden sich auf der rechtsrheinischen Seite, als erste Meeresvorstöße den nordöstlichen Niederrhein erreichten. So gibt es marine Ablagerungen der Alb-Stufe, die in Küstennähe entstanden, bis in das Gebiet um Dinslaken. Weiter westlich, den Raum Weeze eingenommen, herrschten in der Unterkreide dagegen noch festländische Bedingungen. Lediglich im Hauterive gab es einen kurzen Meeresvorstoß, der bis an den westlichen Niederrhein gereicht haben könnte.

Eindeutig marine Verhältnisse stellten sich in der Oberkreide ein. Die Sedimentabfolge besteht aus sandigen bis mergeligen Ablagerungen, die oft Glaukonit enthalten und flachmariner Entstehung sind. Der Verfestigungsgrad der Sediment schwankt, es treten Schichtlücken auf. Die Ausbildung der Oberkreide am westlichen Niederrhein unterscheidet sich deutlich von gleichaltrigen Ablagerungen, wie sie etwa bei Dinslaken oder Duisburg auftreten und die dort eine Randfazies des Münsterländer Beckens darstellen.

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

Ein rund 500 m mächtiger Stapel tertiärzeitlicher Sedimente befindet sich im Raum Weeze unterhalb der an der Oberfläche anstehenden Lockersedimente des Quartärs. Diese Sedimente entstanden bei mehrfachen Meeresvorstößen, die während des Tertiärs den Niederrhein erreichten.

Paleozän

Zu Beginn des Tertiärs herrschten am mittleren und südlichen Niederrhein festländische Bedingungen, während nördlich davon das Meer lag. Auch der Raum Weeze gehörte schon im Paleozän dem marinen Sedimentationsraum an. Das Klima zu Beginn des Tertiärs war deutlich wärmer als heute, so dass es zur Ausfällung von Karbonaten kam, die fossilreich sind und oftmals von schluffig-sandigen Lagen durchsetzt sind. Diese auch in den Niederlanden angetroffenen Schichten gehören zur Houthem-Formation.

Überlagert werden die paleozänen Kalksteine von den Mittel- und Grobsanden der Hückelhoven-Schichten. Diese Ablagerungen, die auch Reste von Braunkohle enthalten können, sind wohl in einer flachen Seenlandschaft entstanden (Klostermann 1997a). Über den Hückelhoven-Schichten folgen schließlich Glaukonit-haltige Fein- und Mittelsande, Tone und Tonsteine und schließlich Mergel und tonig-schluffige Sedimente, die unter der Bezeichnung Landen-Formation zusammengefasst werden.

Eozän

Im Eozän stellen sich wieder festländische Verhältnisse ein, so dass das Eozän am Niederrhein durch eine Schichtlücke gekennzeichnet ist. Unter weitgehend tropischen Klimabedingungen kam es zu einer intensiven Verwitterung der Gesteine, die an der eingeebneten und reliefarmen Landoberfläche anstanden.

Oligozän

Mit dem Oligozän begannen sich allmählich die Konturen der Niederrheinischen Bucht abzuzeichnen. Die schon im Eozän begonnene tektonische Absenkung des Niederrheins setzte sich im Oligozän fort. Sie bewirkte, dass die Nordsee weite Bereiche des Niederrheins überfluten konnte und sich dort sukzessiv marine Verhältnisse einstellten.

Die schluffigen Fein- bis Mittelsande der Walsum-Subformation beginnen vielerorts mit einem durch das vorrückende Meer erzeugten Basiskonglomerat. Die Ablagerungen der Walsum-Subformation entstanden im küstennahen Bereich, die der Ratingen-Subformation entstanden im Anschluss bei eindeutig marinen Verhältnissen. Sie sind karbonatisch, tonig oder mergelig und können als Stillwassersedimente gedeutet werden. Über der Ratingen-Subformation folgt die Lintfort-Subformation. Die Tone und Tonsteine enthalten Kalkstein- und Mergelsteinlagen und schluffig-sandige Einschaltungen und zeigen unruhigere Sedimentationsbedingungen am Niederrhein an.

Die Walsum-, Ratingen- und Lintfort-Subformation sind zusammen in die Rupel-Stufe zu stellen. Mit den im Hangenden folgenden Ablagerungen der Grafenberg-Formation der Chatt-Stufe treten anschließend wieder deutlich sandiger Ablagerungen auf (Abb. 2).

Im höheren Oligozän erreichte das tertiärzeitliche Meer seine größte Ausdehung am Niederrhein. Dies lag an den tektonischen Senkungsbewegungen der Niederrheinischen Bucht, die der Nordsee ein Vordringen bis an den Rand des Bergischen Landes und der Eifel ermöglichte. Die schluffig-sandigen Sedimente der Grafenberg-Formation sind flachmarine Ablagerungen. Eine allmähliche Verflachung des Meeres spiegelt sich innerhalb der Formation wider in der zunehmenden Korngröße zum Hangenden hin.

Miozän

Zu Beginn des Miozäns herrschten terrestrische Verhältnisse. Dann erreichte das Meer erneut den Niederrhein, jetzt aber aus südwestlicher Richtung. Zur Ablage kamen unter anderem Glaukonit-führende Fein- und Mittelsande. Diese Sedimente entstanden in einem ausgedehnten Wattbereich. Am Ende des Miozäns zog sich das Meer zurück, was eine erneute Festlandsphase einleitete.

Pliozän

Auch im Pliozän gab es einen Meeresvorstoß an den Niederrhein. Die Küste der pliozänen Nordsee lag etwas nördlich von Weeze, so dass hier ein Wechsel von flachmarinen und terrestrischen Sedimenten entstand, wobei eine Unterscheidung beider Ablagerungsmilieus nicht immer möglich ist. Zur Ablage kamen unter anderem helle, Glimmer-haltige Fein- und Mittelsande.

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

Im Quartär kam es zu starken Klimaschwankungen, die zu mindestens drei großen Kaltzeiten in Mitteleuropa führten. Diese werden als Elster-, Saale- und Weichsel-Kaltzeit bezeichnet. In den Kaltzeiten kam es unter periglazialen Klimabedingungen zur Aufschotterung der Flussterrassen des Rhein-Maas-Stromsystems und zur Ablagerung äolischer Sedimente. Aus den Warmzeiten dazwischen sind feinkörnige, oft torfige Ablagerungen erhalten geblieben.

Altpleistozän vor der Elster-Kaltzeit

Bereits vor Beginn der Elster-Kaltzeit kam es im Altpleistozän zu Klimaschwankungen. In dieser Zeit wurden am Niederrhein die Älteren und die Jüngeren Hauptterrassen des Rheins aufgeschottert. Die große Mächtigkeit der Jüngeren Hauptterrassen erklärt sich daraus, dass die Niederrheinische Bucht während der Aufschotterungszeit ein tektonisches Senkungsgebiet war. Am Ende der Hauptterrassenzeit war die Niederrheinische Bucht fast völlig mit Kies- und Sandablagerungen aufgefüllt und eingeebnet (Klostermann 1992a).

Die verschiedenen Hauptterrassen des Niederrheins entstammen dem Rhein-Maas-Stromsystem. Ihre Entstehung, die weitgehend unter kaltzeitlichen Bedingungen stattfand, begann im frühen Altpleistozän und reichte hinein bis in den Zeitraum des Cromer-Komplexes. Reste der Hauptterrassen sind im Südwesten des Gemeindegebietes nahe der niederländischen Grenze erhalten geblieben. Dort liegen sandig-kiesige Ablagerungen der Jüngeren Hauptterrasse 3 unter einer geringen Flugsandbedeckung.

Elster-Kaltzeit

Unter den periglazialen Klimaverhältnissen, die sich während der Elster-Kaltzeit am Niederrhein einstellten, entwickelte der Rhein mit seinen Nebenflüssen ein verwildertes Stromsystem. Ablagerungen dieser Zeit sind kaltzeitlich geprägte Terrassenkörper.

Aus der Elster-Kaltzeit stammen im Gemeindegebiet von Weeze die Terrassenkörper der Oberen Mittelterrasse 1, der Oberen Mittelterrasse 2 und der Mittleren Mittelterrasse. Die beiden Oberen Mittelterrassen sind sandig-kiesig ausgebildet und lassen sich petrographisch nicht unterscheiden. Im Südwesten des Gemeindegebietes, ungefähr im Bereich des Flughafens Weeze und der Ortschaft Wemb, liegen die beiden Oberen Mittelterrassen an oder nahe an der Oberfläche. Die Obere Mittelterrasse 2 ist als jüngere Bildung in den Terrassenkörper der Oberen Mittelterrasse 1 eingetieft.

Die Ablagerungen der Mittleren Mittelterrasse, die auch als Rinnenschotter bezeichnet werden, entstand in einer Phase, als der Rhein eine starke Tiefenerosion entwickeln konnte. Der sandig-kiesige Terrassenkörper hat sich rinnenartig in den Untergrund eingeschnitten und dabei ältere Ablagerungen ausgeräumt. Die Mittlere Mittelterrasse liegt im Raum Weeze direkt tertiärzeitlichen Sedimenten auf. Überdeckt wird sie von der Unteren Mittelterrasse 2 und kleinräumig von Ablagerungen der Holstein-Warmzeit.

Holstein-Warmzeit

In der Holstein-Warmzeit war das Klima wärmer als in den folgenden beiden Warmzeiten (Ehlers 2011). Der Rhein durchzog als mäandrierender Fluss die Landschaft. In Altarmen bildeten sich Seen, die schließlich verlandeten und in denen Torfe und tonig-schluffige Sedimente entstanden. Vollständige Holstein-Profile in Nachbarschaft des Gemeindegebietes zeigen einen sandigen Abschnitt an ihrer Basis, ehe dann die torfigen oder tonig-schluffigen Ablagerungen einsetzen. Im Raum Weeze wurde in der Bohrung Vorselaer nur dieser sandige Abschnitt erbohrt. Er besteht dort aus Fein- und Mittelsanden mit einem Grobsand- und Feinkies-Anteil (Klostermann & Rehagen & Wefels 1988).

Saale-Kaltzeit

In der Saale-Kaltzeit erreichte das Inlandeis den Niederrhein. Dabei kam das Eis bis in den Raum Sonsbeck und Uedem, wo Stauchendmoränen noch heute morphologische Hinterlassenschaften dieses Eisvorstoßes darstellen. Weeze lag wenige Kilometer westlich der maximalen saalezeitlichen Vereisungsgrenze. Unter den kaltzeitlichen Bedingungen im periglazialen Vorland entstand die Untere Mittelterrasse 2. Der sandig-kiesige Terrassenkörper ist großräumig im Untergrund des Gemeindegebietes unter jüngeren Ablagerungen erhalten.

Bevor das Inlandeis den Niederrhein erreichte, wurde zunächst die Ältere Untere Mittelterrasse 2 aufgeschottert. Das Vordringen der Gletscher führte dazu, dass das Stromsystem des Rheins nach Westen abgelenkt wurde. Während der Maximalausdehung des Eises, das fast bis nach Weeze heranreichte, kam die fluviatile Sedimentation weitgehend zum Erliegen. Erst mit dem Gletscherrückzug und den wieder ansteigenden Schmelzwässern konnte die Aufschüttung des Terrassenkörpers weitergehen. Es bildete sich die Jüngere Untere Mittelterrasse 2.

Petrographisch sind beide Abschnitte der Untere Mittelterrasse 2 oftmals nicht unterscheidbar. Hinweise können nordische Gerölle geben. Nur die Jüngere Untere Mittelterrasse 2 enthält solche Komponenten, die erst mit dem Eis aus Skandinavien herantransportiert wurden und die es in der Älteren Untere Mittelterrasse 2 nicht geben kann, da solche Gesteine im Einzugsgebiet des Rheins nicht anzutreffen sind.

Oberhalb der Unteren Mittelterrasse 2 wurden im Raum Vorselaer und Laarbruch geringmächtige, schluffig-sandige Ablagerungen mit organogenem Inhalt gefunden, die eindeutig das Pollenspektrum einer Warmzeit enthielten (Klostermann 1992a, 1992b). Da es sich nicht um umgelagertes Material handelt und sich die Ablagerungen von solchen der Eem-Warmzeit abgrenzen lassen, könnten diese Sedimente, die als Vorselaer-Schichten bezeichnet werden, Hinweis auf eine Warmzeit nach dem Ende der saalezeitlichen Vereisung und vor dem Beginn der Eem-Warmzeit geben (Klostermann & Rehagen & Wefels 1988).

Eem-Warmzeit

In der Eem-Warmzeit wurde der Niederrhein geprägt durch die weiten Mäander des Rheins, die bis in den Raum Weeze reichten. An einigen Stellen finden sich feinklastische und organogene Ablagerungen, die im Bereich solcher Mäander entstanden, nachdem sie vom Hauptstrom abgeschnitten und damit inaktiv geworden waren.

Weichsel-Kaltzeit

In der Weichsel-Kaltzeit erreichte das Inlandeis nur den Nordosten Deutschlands. Der Niederrhein lag im Einflussbereich des Periglazialklimas. Es kam zur Bildung zweier Sedimentkörper der Niederterrasse und zur Ablagerungen äolischer Sedimente in Form von Löss und Flugsand, der stellenweise zu Dünen aufgeweht wurde.

Die kaltzeitlichen Bedingungen führten zum wiederholten Male im Pleistozän zur Ausbildung eines verwilderten Flusssystems, wobei die Hauptablussrinnen des Rheins nicht im Raum Weeze, sondern weiter östlich lagen. Die Aufschotterung der Älteren Niederterrasse begann schon im Frühglazial und endete im Spätglazial vor dem Alleröd-Interstadial. Die Ältere Niederterrasse des Rhein-Maas-Stromsystems besteht im Raum Weeze überwiegend aus kiesigen Fein- und Mittelsanden. Ihre Mächtigkeit kann 4 bis 6 Meter erreichen (Klostermann 1992a).

Verbreitungsgebiete der Älteren Niederterrasse sind im Baaler Bruch, sowie südwestlich der Ortschaft Weeze und östlich der Ortschaft Wemb. Oftmals lagern ihr Hochflutablagerungen auf. Bei der Älteren Niederterrasse handelt sich um mittel- bis grobsandige, teils kiesige Ablagerungen eines verwilderten Flusssystems. Die kieshaltigen Sedimente entstanden in den Hauptabflussrinnen. Die kiesfreien Sedimente kamen in den Bereichen zwischen diesen Rinnen zur Ablagerung.

Vor Aufschotterung der Jüngeren Niederterrasse kam es zu einer Phase starker Erosion. Grund dafür waren die angestiegenen Temperaturen im Alleröd-Interstadial, als das Klima bereits so mild war, dass sich Birken- und anschließend Kiefernwälder ausbreiteten. Als Folge dieser Erosionsphase ist der Terrassenkörper der Jüngeren in den der Älteren Niederterrasse eingetieft.

Die Jüngere Niederterrasse besteht aus kiesigen Mittel- bis Grobsanden. Sie entstand während der Jüngeren Dryas-Zeit, der letzten kühlen Phase des Spätglazials. Petrographisch lässt sich die Jüngere Niederterrasse durch Einlagerung von Bims, der dem Vulkanausbruch des Laacher Sees in der Eifel zugeordnet werden kann, von der Älteren Niederterrasse unterscheiden. Dieser Ausbruch fand vor rund 11000 Jahren statt.

Am Ende des Spätglazials erwärmte sich das Klima. Dieser Trend setzte sich dann im folgenden Holozän fort. So sind die fluviatilen Ablagerungen des Rheins am Ende der Jüngeren Dryas-Zeit geprägt vom Übergang eines verwilderten zu einem mäandrierenden Flusssystem. Der Abfluss konzentrierte sich zunächst auf wenige Rinnen, wobei sich die Hauptstromrinne des Rheins allmählich auf die heutige Lage konzentrierte. Weeze lag somit nicht mehr im direkten Einflussbereich des Rheins. Unter den geänderten Klimabedingungen bildete sich aus einem Seitenarm östlich des Hauptstroms ein mäandrierender Fluss, nämlich die heutige Niers.

Die Rinnen, die während der Jüngeren Dryas-Zeit noch aktiv waren, liefen bei Hochwasser über, so dass die Ebenen zwischen diesen Rinnen mit Hochflutablagerungen überdeckt wurden. Je nach Korngrößenzusammensetzung werden sie als Hochflutlehme, Hochflutsande oder Hochfluttone bezeichnet. Es handelt sich um Stillwassersedimente, die zum Absatz kamen, wenn die Strömungsgeschwindigkeit des Wassers zurückging. Kennzeichnend sind häufige Fazieswechsel und eine Verzahnung der einzelnen Sedimente. Im Raum Weeze wird die Jüngere Niederterrasse, die morphologisch eine ausgedehnte Ebene bildet (Abb. 4), von diesen Hochflutablagerungen überdeckt.

Die Entstehung äolischer Sedimente in Form von Löss, Sandlöss und Flugsand fand in allen Kaltzeiten statt. Die meisten der heute noch erhaltenen äolischen Ablagerungen stammen jedoch aus der Weichsel-Kaltzeit, da solche früherer Kaltzeiten in den meisten Fällen durch Erosion oder Umlagerung zerstört wurden. Geringe bis fehlende Vegetation, Trockenheit und niedrige Grundwasserstände boten ideale Bedingungen für Aufnahme und Transport von Lockersedimenten durch den Wind. Schluffig-sandige Sedimente standen insbesondere in den weiten Ebenen der kaltzeitlichen Flussterrassen in großer Menge zur Verfügung.

Löss ist ein äolisches Sediment, das aus Grobschluff mit untergeordneten Ton- und Feinsandanteilen besteht und vor allem im Hochglazial entstand. Oberflächennah ist der Löss meistens durch Verwitterungs- und Umlagerungsprozesse modifiziert. Ein kleines Lössvorkommen findet sich östlich der Ortschaft Wemb.

Flugsand findet sich im Gemeindegebiet Weeze auf den Hochflutablagerungen der Niederterrasse, denen er in geringer Mächtigkeit aufliegt. Oft ist er als solcher gar nicht zu erkennen. Etwas mächtiger sind die Vorkommen von Flugsand im Südwesten des Gemeindegebietes im Bereich des Flughafens. Dort liegt der Flugsand der Jüngeren Hauptterrasse und den Oberen Mittelterrassen auf und ist stellenweise zu Dünen aufgeweht worden. Dünen finden sich ebenfalls östlich von Schloss Wissen im Bereich des dortigen Niers-Mäanders und südöstlich der Ortschaft Wemb.

Flugsand und die aus ihm aufgebauten Dünen entstanden vor allem im Spätglazial und auch noch im Holozän, wo sie mit menschlichen Rodungs- und Siedlungsaktivitäten in Verbindung stehen. Es handelt sich somit um junge geologische Bildungen.

Holozän

Mit dem Ende der Eiszeit stiegen die Temperaturen schnell an. Allerdings verlief diese Klimaverbesserung nicht kontinuierlich. Klimaverlauf und die damit verbundene Wiederbewaldung der Landschaft können in fünf Abschnitte untergliedert werden (Abb. 5).

Im Präboreal schnitten sich der Rhein und seine Nebenflüsse in die während der Weichsel-Kaltzeit abgelagerte Niederterrasse ein. Die Eintiefung fixierte den heutigen Verlauf des Rheins, rund 15 Kilometer östlich von Weeze. Zudem begannen Flüsse und Bäche zu mäandrieren. Auslöser für das geänderte Abflussverhalten war die Klimaveränderung, die zu einer kontinuierlicheren Abflussmenge, einer feinkörnigeren Sedimentfracht und zu einem geringeren Gefälle der Flüsse führte, da der Meersspiegel infolge der Eisschmelze anstieg. Die Mäanderbildung war wohl schon im Boreal beendet (Klostermann 1992a). Gleichzeitig führte die Tiefenerosion dazu, dass Teile der Mäanderbögen inaktiv wurden. In ihnen lagerten sich dann Auensande und Auenlehme ab. Auch setzte in diesen Altarmen die Moorbildung ein.

Tektonik

Das Steinkohlengebirge, das im südlichen Ruhrgebiet an der Oberfläche liegt, taucht nach Nordwesten unter ein mesozoisch-känozoisches Deckgebirge ab und ist daher nirgendwo am Niederrhein direkt aufgeschlossen. So dürfte die Karbon-Oberfläche im Raum Weeze in rund 1200 m Tiefe liegen.

Die Faltung der Karbon-Schichten fand in der Asturischen Phase im höheren Oberkarbon statt, als der Inhalt der Subvariszischen Saumtiefe zusammengeschoben, in Südost-Nordwest streichende Falten gelegt und zum Variszischen Gebirge herausgehoben wurde. Der Niederrhein lag im nördlichen Vorland des Gebirges. Hier läuft die Faltungsintensität der Karbon-Schichten allmählich aus, so dass das Karbon im Untergrund des nördlichen Niederrheins schließlich in ungefalteter Lagerung vorzufinden ist. Die stärkere Hebung im Süden hatte dort auch eine intensivere Abtragung zur Folge, so dass im Süden tiefer liegende und damit ältere Schichten an der Karbon-Oberfläche angeschnitten sind als weiter im Norden des Niederrheins.

Bedeutende Querstörungen, die im Rahmen der Variszischen Gebirgsbildung angelegt wurden, durchziehen das Steinkohlengebirge am Niederrhein. An ihnen fanden in der Folgezeit mehrfach tektonische Dehungsbewegungen, am Ende der Kreide aber auch Einengungsbewegungen statt.

Mit den Senkungsbewegungen im Tertiär begannen sich die heutigen Konturen der Niederrheinischen Bucht abzuzeichnen. Die stärkste Absenkung fand dabei gegen Ende des Oligozäns statt.

Literatur

Ehlers, J. (2011): Das Eiszeitalter. - 363 S.; Heidelberg

Grabert, H. (1998): Abriß der Geologie von Nordrhein-Westfalen. - 351 S., 204 Abb., 11 Tab.; Stuttgart

Klostermann, J. & Rehagen, H.-W. & Wefels, U. (1988): Hinweise auf eine saalezeitliche Warmzeit am Niederrhein. - Eiszeitalter und Gegenwart, 38: 115-127, 5 Abb., 1 Tab.; Hannover

Klostermann, J. (1992a): Erläuterungen zu Blatt 4303 Uedem. - 130 S., 8 Abb., 12 Tab., 3 Taf.; Krefeld

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

Klostermann, J. (1997a): Erläuterungen zu Blatt C4302 Bocholt. - 86 S., 21 Abb., 5 Tab.; Krefeld

Klostermann, J. (1997b): Erläuterungen zu Blatt 4302 Goch. - 146 S., 11 Abb., 10 Tab., 2 Taf.; Krefeld

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