Ostrand der Kohlenkalk-Plattform und Übergang in das Kulm-Becken im westlichsten Deutschland zwischen Aachen und Wuppertal

SDGG, Heft 41 – Stratigraphie von Deutschland VI 441

7.2 Die Plattform-Fazies in West- und Norddeutschland

7. 2. 1 Ostrand der Kohlenkalk-Plattform und Übergang in das Kulm-Beckenim westlichsten Deutschland zwischen Aachen und Wuppertal

MICHAEL R.W. AMLER1 & HANS-GEORG HERBIG2

1 Institut für Geologie und Paläontologie der Philipps-Universität Marburg, Hans-Meerwein-Straße, D-35032 Marburgund Department für Geo- und Umweltwissenschaften, Sektion Paläontologie, Ludwig-Maximilians-Universität Mün-chen, Richard-Wagner-Str. 10, 80333 München, e-mail: <[email protected]>, <[email protected]>2 Institut für Geologie und Mineralogie der Universität zu Köln, AG Paläontologie und Historische Geologie, Zülpicher Strasse49a, D-50674 Köln; e-mail <[email protected]>

Kurzfassung: Der Kenntnisstand zur Litho- und Biostratigraphie des Unterkarbons (Mississippium: Tournai –tiefes Namur) im Raum Aachen, im Untergrund der Niederrheinischen Bucht und im nordwestlichsten rechts-rheinischen Schiefergebirge (Velberter Sattel und Herzkamper Mulde) werden zusammengefasst. Zum besserenVerständnis der Unter- und Obergrenzen wird auch auf die Schichtenfolge des höchsten Famenne (Strunium)und tiefsten Oberkarbons (Pennsylvanium) eingegangen, ebenso auf die regionalen Entwicklungen im ost-belgischen Vesdre-Massiv und im niederländischen Süd-Limburg. Darauf aufbauend wird für die vorherrschendkarbonatischen Einheiten der Kohlenkalk-Fazies zwischen Aachen und der Nordostspitze des Velberter Sattelseine lithostratigraphische Gliederung in formell beschriebene Formationen und Subformationen vorgeschlagen.Ziel ist, die Nomenklatur in den behandelten Regionen einschließlich des Vesdre-Massivs in Form einer gene-tischen und dynamisch-faziellen Stratigraphie soweit wie möglich zu vereinheitlichen. Abschließend wird fürmehrere Zeitscheiben die fazielle Entwicklung von der Kohlenkalk-Plattform am Ostende des Brabanter Massives(Aachen, Niederrheinische Bucht, nordwestlichster Velberter Sattel) über den Schelfhang (Velberter Sattel) bisin das Kulm-Becken im Raum Wuppertal (Herzkamper Mulde) nachgezeichnet.Im Unter- und Mittel-Tournai können im gesamten Arbeitsgebiet die aus Belgien bekannte Hastière-Formationund Pont d’Arcole-Formation ausgehalten werden. Die Hastière-Formation lässt sich in die neuen, lateralenFaziesgürteln entsprechenden Binsfeldhammer-, Steinkothen- und Laupen-Subformationen untergliedern. DasOber-Tournai ist nur im Aachener Karbon und im Untergrund der Niederrheinischen Bucht gut entwickelt. Esentspricht der dolomitischen Vesdre-Formation Ost-Belgiens. Im Velberter Sattel ist das Ober-Tournai kondensiertoder fehlt vollständig. Der viséische Kohlenkalk Aachens wurde auf der nach Osten auslaufenden Schwelle desBrabanter Massivs abgelagert. Er setzt erosionsdiskordant im Hangenden eines tief-unterviséischen Paläokarstesein. Die Schichtenfolge lässt sich an die belgische Gliederung anschließen. Sie besteht aus Terwagne-Formationund Neffe-Formation und umfasst damit nur das obere Moliniacium. Die Terwagne-Formation wird unter Rückgriffauf bestehende informelle Schichtbenennungen weiter in die Hastenrath-Subformation (Vaughanites-Oolith),Bärenstein-Subformation (Untere Zyklenfolge) und Bernardshammer-Subformation (Obere Zyklenfolge) unter-gliedert. Der Vaughanites-Oolith ist damit kein Äquivalent des belgischen „Calcaire d’Avins“. Die Schichten-folge wird von einem prä-arnsbergischen (unter-namurischen) Paläokarst abgeschnitten. Für die viséische Kar-bonatabfolge im Velberter Sattel wird der Begriff Heiligenhaus-Formation eingeführt. Sie ist gliederbar in diebasale, Phosphorit-führende Richrath-Subformation sowie die überlagernden Cromford- und Zippenhaus-Sub-formationen; letztere drücken die laterale Faziesvariation zwischen autochthoner Flachwasser-Fazies und kal-ziturbiditischer Schelfhang-Fazies aus. Im Aachener Karbon setzt im Arnsbergium erosionsdiskordant die biszur neuen Mid-Carboniferous Boundary reichende tonig-siltige Walhorn-Formation ein. Sie wird von der konglo-meratischen bis sandigen Burgholz-Formation überlagert, welche vermutlich im Hangenden einer Sequenzgrenzedie Basis des Oberkarbons (Pennsylvaniums) bildet. Im Velberter Sattel und im Untergrund der NiederrheinischenBucht geht im höchsten Visé die Kohlenkalk-Sedimentation allmählich und ohne Schichtlücke in die Kulm-Sedimentation über („Posidonienschiefer“ und überlagernde „Hangende Alaunschiefer“: Dieken- und Eisenberg-Formation). Die Eisenberg-Formation reicht im Arbeitsgebiet bis in das Hangende der Mid-CarboniferousBoundary.Abstract: The state of the art concerning biostratigraphy and lithostratigraphy of Lower Carboniferous strata(Mississippian: Tournaisian – lowermost Namurian) in the Aachen region, in the subsurface of the Nieder-rheinische Bucht, and in the northwesternmost Rheinisches Schiefergebirge (Velbert Anticline, HerzkampSyncline) is summarized. For better understanding of the base and the top, also the uppermost Famennian(Strunian) and lowermost Upper Carboniferous (Pennsylvanian) strata are elucidated; moreover, regional

AMLER, M. R. W. & HERBIG, H.-G. (2006): Ostrand der Kohlenkalk-Plattform und Übergang in das Kulm-Becken imwestlichsten Deutschland zwischen Aachen und Wuppertal. – In: DEUTSCHE STRATIGRAPHISCHE KOMMISSION (Hrsg.):Stratigraphie von Deutschland VI. Unterkarbon (Mississippium). – Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft fürGeowissenschaften, Heft 41, 441–477; Hannover.

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correlation appeared to be necessary with the regional stratigraphic schemes in eastern Belgium (Vesdre Massif)and the southernmost Netherlands (Southern Limburg). Based on that, a formal lithostratigraphic subdivisionand description of the predominantly calcareous and dolomitic stratigraphic units of the „Carboniferous Lime-stone“ is given for the outcrop belt between Aachen and the northeastern tip of the Velbert Anticline. Thisshould result in a genetic, dynamic and facies-oriented stratigraphy, simplifying the existing informal and localstratigraphic schemes including the eastern Belgian Vesdre Massif. Finally, facies transsects are reconstructedfor several time slices from the carbonate shelf bordering the easternmost Brabant Massif (Aachen region,Niederrheinische Bucht, northwesternmost Velbert Anticline) to the adjacent slope (most of the Velbert Anticline)and into the Kulm Basin in the region of Wuppertal (Herzkamp Syncline).In the Lower and Middle Tournaisian of the studied region, the Belgian Hastière Formation and the overlyingPont d’Arcole Formation are recognized. The first is subdivided into three new subformations according tolateral facies belts (Binsfeldhammer, Steinkothen, Laupen subformations). The Upper Tournaisian, well developedonly in the Aachen region and in the subsurface of the Niederrheinische Bucht, corresponds to the dolomiticVesdre Formation of eastern Belgium. In the Velbert Anticline, the Upper Tournaisian is condensed or, mostly,missing. The Viséan shallow-water carbonate succession of the Aachen region was deposited at the easterntermination of the Brabant Massif. It starts with an erosional unconformity on top of a lowermost Viséanpalaeokarst. It is correlated with Belgian lithostratigraphic units, subdivided from below into Terwagne Formationand Neffe Formation. Thus, it is restricted to the late Moliniacian. The Terwagne Formation is subdivided intothree subformations, based on older informal stratigraphic units: Hastenrath Subformation (Vaughanites-Oolith),Bärenstein Subformation (Untere Zyklenfolge) and Bernardshammer Subformation (Obere Zyklenfolge). Corre-spondingly, the Vaughanites-Oolith must be not correlated with the Belgian „Calcaire d’Avins“.The successionends below a pre-Arnsbergian (earliest Namurian) palaeokarst. The Viséan carbonate successsion of the VelbertAnticline is termed Heiligenhaus Formation. It is subdivided into the basal Richrath Subformation, consistingof condensed, phosphate-bearing limestones, and the overlying Cromford and Zippenhaus subformations.The two latter represent lateral facies belts (autochthonous shallow-water limestones and calciturbiditic slopefacies, respectively). In the lowermost Namurian (Arnsbergian) of the Aachen region, the shaly to silty WalhornFormation follows on top of an erosional unconformity. It ends below the Mid-Carboniferous Boundary. Probablyabove a sequence boundary, the conglomeratic to sandy Burgholz Formation follows, which forms the base ofthe Upper Carboniferous (Pennsylvanian). In the uppermost Viséan of the Velbert Anticline and in the subsurfaceof the Niederrheinische Bucht, the „Carboniferous Limestone“ grades without unconformity into basinal facies(Kulm Facies) consisting at the base of Posidonia-rich shales (Dieken Formation), overlain by black alum shales(„Hangende Alaunschiefer“: Eisenberg Formation). Within the studied area, the Eisenberg Formation ends abovethe Mid-Carboniferous Boundary.

Einführung

Die durchgängig karbonatisch entwickelte Kohlenkalk-Plattform des Anglo-Brabanter Flachschelfs reichtnoch bis in das westlichste Deutschland. Das nord-östlich des Stavelot-Venn-Massivs gelegene, übertageaufgeschlossene Aachener Unterkarbon (Mississip-pium) schließt im Streichen an das ost-belgischeUnterkarbon im Vesdre- (= Vesder-, Weser-) Massivan und ist als östlichster Teil des Synklinoriums vonDinant zu betrachten (Abb. 1). Faziell sind darüberhinaus enge Beziehungen zum östlichen Teil des nörd-lich anschließenden Namur-Beckens zu erkennen(PEETERS et al. 1992), auf welches das allochthoneSynklinorium von Dinant entlang der Midi-Eifel-Über-schiebungszone überschoben ist. Neben diesen pa-läogeographisch-faziellen Bezügen zeigt auch der regi-onale Stockwerk-tektonische Baustil – d. h. der Über-gang von Überschiebungen in Falten – sowie derlaterale Übergang in eine Faltentektonik im Untergrundder Niederrheinischen Bucht und im Ruhrkarbon, dassdas Synklinorium von Dinant keine fernüberschobene„Dinant-Decke“ darstellt, sondern höchstens einigeZehnerkilometer disloziert ist (WREDE et al. 1993, cumlit).

Im Velberter Sattel, der nördlichsten Großstruktur desrechtsrheinischen Schiefergebirges, sind die östlichs-ten Ausläufer der Kohlenkalk-Plattform und der an-schließende kalziturbiditisch geprägte Schelfhang auf-geschlossen. Der Schelfrand lag zur Zeit der Devon/Karbon-Wende ungefähr auf einer Linie, welche derAchse des Sattels folgt (Linie Düsseldorf – Neviges).Bis zum Beginn des Viséums wurde er bis in den nord-westlichsten Ausstrichbereich des Sattels wenig öst-lich von Ratingen zurückgedrängt (FRANKE et al.1975). In der südöstlich anschließenden HerzkamperMulde treten bereits dominant pelitisch-kieseligeBeckensedimente auf, untergeordnet auch Kalzitur-bidite und Knollenkalke („Kulm-Fazies“). Auch dasDinantium im Untergrund des unteren Niederrhein-gebietes (Bohrung Isselburg-3, ca. 10 km nordwest-lich von Wesel: WOLBURG 1970; FABIAN 1971; BLESS

et al. 1976) und im Untergrund des Münsterlandes(Bohrungen Münsterland-1, Versmold-1, Vingerhoets-93: BLESS et al. 1976, cum lit.; STOPPEL, dieser Band:478) ist mit der Dominanz dunkelgrauer und schwar-zer Tonschiefer und gelegentlichen Einschaltungenvon Kieselkalken in pelagischer Fazies entwickelt. Nur


Abb. 1.Abb. 1.Abb. 1.Abb. 1.Abb. 1. Die Verknüpfung derkarbonischen Schichtfolgen(gerastert) zwischen rechts-rheinischem Schiefergebirge(Velberter Sattel) und demRaum Aachen – Ost-Belgien(Vesdre-Massiv) entlang derKrefelder Achsenaufwölbungim Untergrund der Nieder-rheinischen Bucht (weiß).Karbon erteufende Bohrun-gen sind angegeben. Schraf-fiert: rheno-ardennischeUmrahmung der Niederrhei-nischen Bucht. R.-A.-S:Nordwestflanke des Rem-scheid-Altenaer Sattels (aufGrundlage von WREDE & HILDEN

1988; WREDE 1998).

in der am westlichsten gelegenen Bohrung Münster-land-1 ist das geringmächtige kalkige Unter-Tournai(cu I) noch in Flacherwasser-Fazies ausgebildet(WOLBURG 1963).

Parallel zu den – vielfach kleinräumigen – Lithofazies-Differenzierungen im Schelf-Becken-Transekt undden verknüpften Mächtigkeitsänderungen änderte sichim Übergang von Velberter Sattel zu HerzkamperMulde die Biofazies von Benthos-Dominanz in Nek-ton-Plankton-Dominanz und damit die biostratigra-phischen Zonierungsmöglichkeiten. Korrelationenzwischen Kohlenkalk und Kulm (vgl. PAPROTH 1969)– für unsere Arbeit zwischen Nord- und Südflanke desVelberter Sattels bzw. der anschließenden Herzkam-per Mulde und der Nordflanke des Remscheid-Al-tenaer Sattels – sind im Detail deshalb bis heute mitUnsicherheiten behaftet. Meeresspiegelschwankungenbeeinflussten die Faziesentwicklung in beiden Räumen

gleichermaßen und können im Rahmen eines sequenz-stratigraphischen Ansatzes zusätzliche Kor-relationshinweise liefern (vgl. dazu HANCE et al. 2001).

Die Übertageausstriche des Aachener und VelberterTournai und Visé werden durch die im Untergrund derNiederrheinischen Bucht erbohrten Kohlenkalk-Abfol-gen faziell verknüpft (ELBERSKIRCH & WOLBURG 1962;RIBBERT 1998a, b; BLESS et al. 1998; MATHES-SCHMIDT

& ELFERS 1998; ZELLER 1998). WREDE & HILDEN

(1988) und WREDE (1998) machten deutlich, dassauch eine tektonische Verknüpfung besteht. Demnacherstreckt sich der Velberter Sattel nach Westen bis überden Rhein und kann mit an Sicherheit grenzenderWahrscheinlichkeit sigmoidal fortstreichend mit demAachener Sattel verbunden werden. Dabei verändertsich der tektonische Baustil unter dem wachsendenEinfluss des Brabanter Massivs von einem weitge-spannten Antiklinorium in einen zerscherten Schup-


pensattel. Entsprechend setzt sich die südlich anschlie-ßende Herzkamper Mulde in der Inde-Mulde fort.Wegen einer weitspannigen Achsenwellung steigen imBereich der „Krefelder Achsenaufwölbung“ (WREDE

1998: 370) jedoch devonische Schichtenfolgen bis zurTertiär-Basis an. Entsprechend weicht der überliefer-te Kohlenkalk-Ausstrich in tektonische Strukturen bisnördlich der Emscher Hauptmulde aus und umfließtdie Achsenaufwölbung entlang einer spitzwinkligenLinie Krefeld – Venlo – Mönchengladbach (Abb. 1).

Bedingt durch die wechselvolle politische Geschich-te haben sich in der ost-belgischen und Aachener Koh-lenkalk-Fazies eigenständige lithostratigraphischeGliederungen entwickelt. Die räumliche Trennungdurch die Niederrheinische Bucht und der Übergangin die Kulm-Fazies führte auf der Nordflanke des Vel-berter Unterkarbons zu einer weiteren Lokalstrati-graphie. Trotz gewisser Abweichungen in der faziellenund stratigraphischen Entwicklung lassen sich die dreiRegionen nach ihrem paläogeographischen Kontextverknüpfen. Im Rahmen des vorliegenden Bandes er-öffnet sich deshalb die Möglichkeit, eine an die Koh-lenkalk-Plattform im östlichen Synklinorium vonDinant anschließende, vereinheitlichte und überre-gional gültige, formalisierte lithostratigraphische Glie-derung für das Unterkarbon (Mississippium) vorzu-schlagen und regionale Bezeichnungen nur dann ein-zuführen, wenn die lithofazielle Entwicklung eineAbtrennung rechtfertigt. Der dadurch herstellbare stra-tigraphische, fazielle und paläogeographische Kontextwird abschließend erläutert.Mit der Festlegung der „Mid-Carboniferous Boundary“an der Basis der Homoceras-Zone (= Basis des Chokie-riums) und der formellen Bezeichnung des älteren undjüngeren karbonischen Subsystems als Mississippiumund Pennsylvanium ist der Begriff „Unterkarbon“nicht nur aus formellen Gründen hinfällig, sondernauch wegen seiner unterschiedlich interpretierbarenstratigraphischen Obergrenze ambivalent (vgl. HERBIG

2005). In der vorliegenden Arbeit wird deswegen das„Unterkarbon“ im historischen Sinne mit dem in Nord-west-Europa weiterhin gültigen regionalstratigra-phischen Begriff Dinantium bezeichnet oder mit dengültigen Stufennamen Tournaisum und Viséum.Die in der Beschreibung der einzelnen Formationenaufgeführten Taxa sind überwiegend nicht revidiert;Fossilnamen entsprechen durchweg den in den zitier-ten Arbeiten verwendeten Bezeichnungen.

Erforschungsgeschichte und KenntnisstandDas Unterkarbon (Mississippium) von Aachen undVelbert wird seit fast 200 Jahren paläontologisch, stra-tigraphisch und sedimentologisch bearbeitet und ge-hört zu den klassischen Karbon-Gebieten Mitteleuro-

pas. Begründet ist dies unter anderem mit dem frü-hen wirtschaftlichen Interesse an den Blei-Zink-La-gerstätten des Aachener Raums, den reichenFossilvorkommen im Velberter Sattel (vgl. „Die Fau-na des deutschen Unterkarbons“, Abh. Preuß. Geol.Landesanstalt, 1930–1932) und dem Problem der Kor-relation von Kohlenkalk und Kulm (SEDGWICK &MURCHISON 1842). Nach den grundlegenden Arbeitendes 19. und frühen 20. Jahrhunderts endete in den30er Jahren die grundlegende Bestandsaufnahme inbeiden Gebieten. Aus dieser Zeit stammen auch dieersten Korrelationen mit den Nachbargebieten. Einebesondere Zäsur in der Erforschungsgeschichte bei-der Gebiete war die Festlegung der Devon/Karbon-Grenze im Hangenden der Etroeungt-Schichten aufdem Karbon-Kongress in Heerlen 1927 (JONGMANS

1928). Einen ausführlichen wissenschaftshistorischenAbriss für das Aachener Unterkarbon lieferten BOONEN

& KASIG (1979), KASIG (1980a) und KASIG & FATHI

(1995) sowie für das Velberter Unterkarbon THOMAS

(1993) und AMLER et al. (1994).

Das Aachener und ost-belgische Unterkarbon(Mississippium)

Die Arbeiten von VERHOOGEN (1934), VARLAMOFF

(1936) und PAUL (1937a, b, c) markierten einen vor-läufigen Abschluss in der Beschreibung des AachenerDinantiums und in der Korrelation mit den benach-barten belgischen und deutschen Karbon-Ausstrichen.Erst mit W. SCHMIDT (1956), GREBE (1957), CONIL etal. (1964) und CONIL & PAPROTH (1968) wurden neuestratigraphische Detailuntersuchungen aufgegriffen;KNAPP (1978) sowie RICHTER (1985) gaben eine kur-ze Übersicht zum damaligen Kenntnisstand. Der ge-genwärtige Kenntnisstand zur Stratigraphie, Fossil-führung, Fazies und Sedimentologie des AachenerDinantiums ist vor allem den Arbeiten von KASIG

(1974, 1980a, b), KASIG & SPAETH (1975), BOONEN &KASIG (1979) und KASIG & WILDER (1983) zu verdan-ken. Nur REISSNER (1990) und ROTTKE (1996) liefer-ten weitere Beiträge zur stratigraphischen, karbonat-mikrofaziellen und diagenetischen Entwicklung.ROTTKE (1996) konnte vor allem auf die Forschungs-bohrung „Burgholzer Mulde“ (nördlich Breinig) zu-rückgegreifen, welche bis auf den Palisadenkalzit undden Vaughanites-Oolith das gesamte Aachener Dinan-tium durchteufte. WEBER (2000) konnte analog zu denauf dem Profil Binsfeldhammer beruhenden Ergebnis-sen von REISSNER (1990) zeigen, dass in der For-schungsbohrung die Dolomitisierung noch in das Stru-nium hineingreift und die Mächtigkeit des UnterenDolomits mit ca. 4 m dort nur etwa halb so hoch istwie von ROTTKE vermutet.Für Vergleiche mit dem ost-belgischen Vesdre-Mas-siv sei neben BOONEN & KASIG (1979) vor allem auf


AbbAbbAbbAbbAbb. 2.. 2.. 2.. 2.. 2. Schematisierte Schichtenfolge des Dinantiums im Raum Aachen mit Gegenüberstellung der informellen stratigraphischenNomenklatur von KASIG (1980a, b) und der revidierten biostratigraphisch-lithostratigraphischen Gliederung.

die Arbeiten von SWENNEN et al. (1982), SWENNEN &VIAENE (1985) und PEETERS et al. (1992, 1993) ver-wiesen, welche zum Teil auch Aufschlüsse aus demAachener Dinantium behandelten. LALOUX et al.(1996a, b, 2000) führten nach Kartierungen geologi-scher Blätter 1 : 25.000 im östlichsten Belgien diver-se neue lithostratigraphische Einheiten ein (s. u.). Einegenerelle lithostratigraphische Neugliederung desbelgischen Dinantiums stammt von POTY et al. (2001).

VAN STEENWINKEL (1990, 1993a, b) lieferte wichtigesequenzstratigraphische Interpretationen im Bereichder Devon/Karbon-Grenze und des tiefen Tournai ausdem Dinant-Synklinorium und Süd-Belgien und einenVergleich mit der Entwicklung in der Kulm-Fazies desnördlichen Rheinischen Schiefergebirges; HANCE et al.(2001) kompilierten erstmals eine sequenzstratigra-

phische Gliederung des belgischen Dinantiums. Fürdie biostratigraphischen Grundlagen der Kohlenkalk-Fazies sei vor allem auf CONIL et al. (1986, 1990) ver-wiesen.

Die folgende Diskussion des Kenntnisstandes derSchichtenfolge des Aachener Unterkarbons (Missis-sippiums) folgt der von KASIG (1980a, b) entwickel-ten Nomenklatur. In Klammern werden die in der vor-liegenden Arbeit formal eingeführten lithostrati-graphischen Einheiten genannt.

Demnach besteht das Tournai (Abb. 2) im Wesentli-chen aus zwei Dolomitfolgen (Unterer und ObererDolomit), welche durch die geringmächtigen, dunk-len peracuta-Schiefer (= Pont d’Arcole-Formation,Tn 2a) getrennt werden. Frühere Autoren (seit HOLZ-


APFEL 1910, 1911a, b) fassten diese drei Einheiten als„Mittleren Kohlenkalk“ zusammen. Der Untere Do-lomit (= Binsfeldhammer-Subformation [nov.] derHastière-Formation) entwickelte sich noch im höchs-ten Strunium aus den Kalksteinen der Etroeungt-For-mation („Unterer Kohlenkalk“ auct.); die Devon/Kar-bon-Grenze liegt innerhalb der Dolomitfolge und istnicht exakt lokalisierbar (KASIG 1980a, b; REISSNER

1990; ROTTKE 1996; WEBER 2000). Auch WEYER

(2000) wies darauf hin, dass nach der in Nord-Frank-reich und im Velberter Sattel beobachtbaren Korallen-Stratigraphie das hohe und höchste Strunium inAachen nicht belegt sind; er schloss deshalb auf eineSchichtlücke (siehe auch WEYER et al. 2002). Dieselässt sich zumindest lithologisch in den von WEBER

(2000) bearbeiteten Profilen nicht konstatieren. Dermit der ost-belgischen Vesdre-Formation korrelierbareObere Dolomit (Weser-Dolomit, BOONEN & KASIG

1979) (= Vesdre-Formation) ist bis auf eine kleine Fo-raminiferen-Fauna des Tn 2b (LIPINA 1962; CONIL &PAPROTH 1968) im Steinbruch Hastenrath nicht da-tiert; eine Reichweite bis in das Tn 3a wird angenom-men (CONIL & PAPROTH 1968).

Die Schichtenfolge des Visé („Oberer Kohlenkalk“)entwickelt sich im Hangenden einer Paläokarst-Flä-che. Nur in der Umgebung von Hastenrath (im äußers-ten Nordosten des Aachener Dinantiums) beginnt siemit einem biostratigraphisch nicht datierten Sandstein(Hastenrath-Sandstein), der mit maximal 0,6 m Mäch-tigkeit Vertiefungen im Karstrelief ausfüllt. Er geht inebenfalls biostratigraphisch nicht datierte Crinoiden-führende Kalke und schließlich in den Vaughanites-Oolith über. Andernorts wird das Karstrelief vielfachvon einem nach Südwesten hin mächtiger werdendenPalisadenkalzit („Spathorizont“) begrenzt, welchermit mehreren cm langen, rosettenartig wachsendenKalzitkristallen bis 2 m durchmessende Hohlräumeausfüllt. DREESEN et al. (1985) interpretierten den Spat-horizont als Speläothem. ROTTKE (1996) schloss nachUntersuchungen der stabilen Isotope auf ein Produktder tiefen Versenkungsdiagenese: aufsteigende hochtemperierte Wässer schufen zwischen der Obergrenzedes permeablen Oberen Dolomits und dem überla-gernden, frühdiagenetisch zementierten Vaughanites-Oolith schichtparallele Lösungshohlräume, welcheanschließend verfüllt wurden. Der nach der tabulatenKoralle Vaughanites flabelliformis PAUL benannte,reinweiß verwitternde, maximal 20 m mächtige Oo-lith füllt die Vertiefungen der Karstoberfläche voll-ständig aus. Er wird von der einige m bis mehr als10 m mächtigen Unteren Zyklenfolge überlagert. Diedunklen bis schwarzen, feinkörnigen Kalke bilden dreiunvollständige, in mehrere Kleinzyklen unterteilbareshallowing-upward-Zyklen. Auffällig ist ein ausge-prägter slumping-Horizont im mittleren Zyklus. KASIG

(1980a: 121) verglich aufgrund der lithologischenEntwicklung Vaughanites-Oolith und Untere Zyklen-folge mit dem oolithischen „Calcaire d’Avins“ und derebenfalls einen auffälligen slumping-Horizont aufwei-senden Terwagne-Formation und stellte beide Einhei-ten in das Visé V 1a – V 2a (Moliniacium). Bio-stratigraphische Daten fehlen; allerdings ist die Kor-relation mit dem „Calcaire d’Avins“ nach den weiterunten vorgestellten Daten nicht mehr haltbar, undauch die Gleichsetzung der etwas höher in der Unte-ren Zyklenfolge auftretenden „Sedimentäre Brekzie1“ mit der „Brèche de l’Ourthe“ bzw. der ost-bel-gischen Belle Roche-Formation in ihrer Gesamtheit istnicht richtig.Die aus fünfteiligen shallowing-upward-Sequenzenbestehende Obere Zyklenfolge beginnt mit einer 0,8–1,2 m mächtigen Brekzie (Brekzie 2). Sie wurde vonKASIG (1980a, b) als „Banc d’Or de Bachant“ ange-sehen, welche als unverwechselbare Leitbank in Bel-gien, Nord-Frankreich und Süd-England die Basis desVisé V 2b (= Basis des Liviums) bildet (PAPROTH etal. 1983a; DREESEN et al. 1985). Im Aachener Dinan-tium (Profil Bernardshammer) konnte DELCAMBRE

(1989) diese typische, nach Emersion, Erosion undAufarbeitung gebildete, Tuff-führende Bank aufgrundvon Zirkon-Kristalltrachten allerdings der Bentonit-Bank M zuordnen, welche in der höheren Terwagne-Formation auftritt (vgl. POTY et al. 2001). Damit mussentsprechend ihrer faziellen Ausbildung auch die ObereZyklenfolge in die Terwagne-Formation gestellt wer-den. Dies wird durch die weite Verbreitung vonmindestens drei sehr ähnlich ausgebildetenkonglomeratisch-bentonitischen Horizonten im östli-chen Belgien unterstützt (SWENNEN et al. 1988: Abb.6, 7; LALOUX et al. 2000), welche sich offensichtlichmit den Brekzien-Horizonten 1–4 von KASIG (1980a,b) korrelieren lassen. Auch der Nachweis der rugosenKoralle Dorlodotia (Dorlodotia) briarti SALÉE ausdem basalen Teil der Oberen Zyklenfolge (PAUL 1937;WEYER 1994: V 1b?, V 2a) spricht für die Korrelationmit der Terwagne-Formation, denn im Vesdre-Mas-siv ist Dorlodotia (D.) briarti densa aus derTerwagne-Formation bekannt sowie Dorlodotia (D.)briarti aus der überlagernden Neffe-Formation inMoha-Fazies (V 2a, Cf 4δ) (LALOUX et al. 1996a, b;POTY et al. 2001). Dorlodotia (D.) briarti ist ein ty-pisches Leitfossil der Korallen-Zone RC5, welchenach CONIL et al. (1990) Cf 4δ – unterem Cf 5 ent-spricht; POTY et al. (2001) setzten die Basis der RC5-Zone etwas tiefer in das Cf 4γ.Mit dem Verschwinden der zyklischen Ausbildung undeinhergehender Veränderung des Komponenten-spektrums bildet die Coated Grain-Folge im Hangen-den der Oberen Zyklenfolge das jüngste Schichtglieddes Aachener Kohlenkalks. Foraminiferen-Faunen


sollen nach KASIG (1980a) für beide SchichtgliederCf 5-Alter (V 2b – V 3a = Livium) indizieren. Tatsäch-lich ist die von ihm aufgeführte Foraminiferen-Faunabis auf „Koskinotextularia cf. nibelis“ (= Pojar-kovella cf. nibelis) für das Livium nicht indikativ undrevisionsbedürftig. Die aufgeführten Taxa kommenbereits im Cf 4 vor. Karbonatfaziell ist die CoatedGrain-Folge mit der Neffe-Formation in Moha-Faziesvergleichbar, welche im Wesentlichen aus dickban-kigen bis massiven bioklastischen und oolithischenGrainstones besteht (vgl. LALOUX 1996a, b, 2000;POTY et al. 2001). So postulierten auch LALOUX et al.(2000: 32), dass die Karbonatsedimentation imAachener Dinantium im Top der Neffe-Formation oderwenig über der Basis der Lives-Formation endet, d. h.um die Wende V 2a/V 2b.Die irrtümliche Ansprache der Bentonit-Bank M alsBanc d’Or im Aachener Dinantium führte auch nochin der Stratigraphischen Tabelle von Deutschland 2002zur Zusammenfassung der Schichtfolge vonHastenrath-Sandstein/Vaughanites-Oolith und UntererZyklenfolge zu einer Vichttal-Formation sowie derOberen Zyklenfolge und Coated Grain-Folge zurLives-Formation (WEYER et al. 2002, nach einerManuskriptfassung der vorliegenden Arbeit).Mit der biostratigraphischen Revision ist auch die vonKASIG (1980a, b) geführte Diskussion über Ober-Visé(V 3) im Aachener Karbon obsolet. Obwohl KASIG

(1980b: 50) wegen eines auch in Belgien auftreten-den charakteristischen Gigantoproductiden-Horizon-tes mit Gigantella latissima (SOWERBY) – vgl. dazuGREBE (1957: 53) – die Existenz des V 3a nicht aus-schließen wollte, verneinten bereits BOONEN & KASIG

(1979) und KASIG (1980a: 122) dessen Existenz, weilim Aachener Dinantium die Chert-reichen Niveaus derLives-Formation aus dem hohen Visé V 2b fehlen,welche noch jenseits der belgischen Grenze im Ge-biet Hergenrath – Bleiberg (Plombières) auftreten.Generell greift der die Kohlenkalk-Schichtfolge ero-siv abschneidende, ausgeprägte Paläokarst damit vonWesten nach Osten, d. h. vom Ourthe-Tal über dasost-belgische Vesdre-Massiv in immer tiefere Niveaus(Tab. 1). Der Paläokarst wird erst im Namur E2(Arnsbergium) von den dunklen, tonig-schluffigenWalhorn-Schichten (= Walhorn-Formation, diese Ar-beit) überlagert (BOUCKAERT & HERBST 1960).Vergleicht man die Entwicklung im ost-belgischenVesdre-Massiv (SWENNEN & VIAENE 1985; PEETERS etal. 1993; LALOUX et al. 1996a, b, 2000) (Tab. 1), sofolgen im Hangenden der Hastière-Formation und desunzweifelhaften Leithorizontes der Pont d’Arcole-Formation vor allem im Gebiet um Liège Crinoiden-Grain-/Packstones der Landelies-Formation (Tn 2b);die Formation ist auch im östlichsten Belgien nach-weisbar (LALOUX et al. 1996a, b, 2000). Sie geht nach

oben allmählich in die Dolomite der Vesdre-(Dolomit)-Formation über. In vielen Aufschlüssen überlagern dieDolomite jedoch unmittelbar die Pont d’Arcole-For-mation und entsprechen so dem Einsatz des AachenerOberen Dolomits. Foraminiferen-Relikte aus Horns-teinlagen im oberen Teil der Vesdre-Formation gehö-ren bereits eindeutig in das Cf 4 (Moliniacium: CONIL

in SWENNEN 1986); in LALOUX et al. (1996a, b) wirddie Einstufung als Cf 4α2 angegeben. Dies ist nachheutiger Interpretation basales Visé (POTY et al. 2001).

Die Vesdre-Dolomite werden im Top von einem in derRegel gut entwickelten Paläokarst begrenzt undebenfalls von einem Palisadenkalzit-Horizont überla-gert („Membre des Palissade Calcites“, LALOUX et al.1996a, b, 2000). Im Gegensatz zu den AachenerPalisadenkalziten wuchsen die als Selenit-Pseudomor-phosen interpretierten, zum Teil auch aufgearbeitetenund erodierten Kalzitrosetten in einem pedogenenKarbonat-Mudstone (SWENNEN et al. 1981). NachPEETERS et al. (1993) müssen sie unter Sedimentbe-deckung zumindest neomorph weitergewachsen sein.Auf die unterschiedliche Fazies und Genese der Pali-sadenkalzite im Aachener Raum und im Vesdre-Mas-siv wiesen auch DREESEN et al. (1985) sowie EK &POTY (1983) hin. Die wenigen bekannten Isotopen-werte (PEETERS et al. 1993; ROTTKE 1996) unterschei-den sich ebenfalls.

Wegen der mangelhaften biostratigraphischen Einstu-fung des Oberen Dolomits und seiner Hangend-schichten ist im Aachener Raum eine wie im Vesdre-Massiv noch in das Visé reichende Obergrenze nichtauszuschließen. KASIG (1980a: 121) lehnte diesallerdings mit dem Hinweis auf fehlende Chert-Ni-veaus im Oberen Teil des Oberen Dolomits ab, dennsolche treten in allen belgischen Profilen spätestensan der Basis des Ivoriums („Tn 3“) auf. Auch die star-ke Mächtigkeitsreduktion der Vesdre-Formation (Ost-Belgien: ca. 150 m nach LALOUX et al. 2000 und POTY

et al. 2001; Aachen: ca. 80 m nach BOONEN & KASIG

1979) weist auf eine tiefergreifende Erosion imAachener Karbon hin, d. h. sie zeigt den gleichen Trendwie der jüngere prä-arnsbergische (unter-namurische)Paläokarst. Im Hangenden des Palisadenkalzit-Members schließt die Vesdre-Formation mit nur ausdem östlichsten Belgien bekannten, als evaporitischeKollapsbrekzien interpretierten Dolomitbrekzien ab(„Vesdre Breccia Member“: JACOBS et al. 1982; Wal-horn-Member: PAPROTH et al. 1983; LALOUX et al.1996a, b, 2000; POTY et al. 2001; der Begriff Wal-horn-Member ist durch die von HOLZAPFEL (1910) ein-geführten „Walhorner Schichten“ = Walhorn-Forma-tion – s. u. – präokkupiert. Deswegen wird hier dieältere, wenngleich informelle Bezeichnung „VesdreBreccia Member“ benutzt). Sie enthalten weiterePalisadenkalzit-Horizonte (VOGEL et al. 1991).


Inwieweit die genetischen und Isotopen-geoche-mischen Unterschiede zwischen dem jeweils im Topder Vesdre-Dolomite auftretenden Aachener Palisaden-kalzit und dem „Membre des Palissade Calcites“ imöstlichsten Belgien auch eine unterschiedliche strati-graphische Stellung bedeuten, ist schwierig abzuschät-zen. Zwar fehlt das überlagernde, weitere Palisaden-kalzit-Horizonte führende „Vesdre Breccia Member“im Aachener Dinantium, aber die davon eingenomme-ne Zeit könnte entweder im Aachener Palisadenkalzitenthalten sein oder seine Bildung später einsetzen. Dieserscheint umso plausibler, weil Aachener Palisaden-kalzit und „Vesdre Breccia Member“ vom Vaughanites-Oolith bzw. dessen lateralen Faziesäquivalenten über-lagert werden (s. u.).LALOUX et al. (1996a, b) fassten die gesamte Schicht-folge von Hastière-Formation bis Vesdre-Formationals Bilstain-Gruppe zusammen. Dies entspricht dem„Mittleren Kohlenkalk“ des Aachener Dinantiums.POTY et al. (2001) verzichteten auf die Ausscheidungeiner lithostratigraphischen Gruppe.Im Hangenden der Vesdre-Formation bzw. des nurlokal nachweisbaren „Vesdre Breccia-Members“ derVesdre-Formation folgen im östlichen Belgien dieKalkbrekzien der Belle-Roche-Formation (= Brèche del’Ourthe). Die Formation wurde im Gegensatz zuLALOUX et al. (1996a, b, 2000) von POTY et al. (2001)als informelle lithostratigraphische Einheit betrachtet,weil sie durch Auslaugung der tieferen, evaporitischenTerwagne-Formation als Kollapsbrekzie entstandensein soll und durch den Zusammenbruch verschiede-ner Hangend-Formationen stratigraphische Interval-le bis zum Top der Lives-Formation einnehmen soll.Die Belle Roche-Formation wird zumindest in dem15 km südlich von Aachen liegenden Profil Walhorn,aber auch im weiter südwestlich liegenden ProfilDolhain zum größten Teil von Kalkkonglomeratenaufgebaut, welche unter anderem Oolith-Gerölle ineiner ebenfalls oolithischen Karbonatmatrix führen(VOGEL et al. 1991; PEETERS et al. 1993). Im Hangen-den folgen reine Kalkbrekzien, welche andernorts dietypische Lithologie der Formation darstellen. Die Oo-lith-führenden Kalkkonglomerate wurden als Aufar-beitungsprodukt von Gezeitenkanälen interpretiert, dieBrekzien als evaporitische Kollapsbrezkien derlandwärtig anschließenden Sabkha. In der Region vonBleiberg (Plombières) kann diese Schichtenfolgedurch dunkle bituminöse, zum Teil feinlaminierte Kalkeersetzt sein (PEETERS et al. 1993). Diese lassen sichin dem von VOGEL et al. (1991) rekonstruierten La-gunen/tidal flat-Environment als Algenmatten-Faziesinterpretieren. Die in diesem Modell benötigteOolithbarre kann mit dem Aachener Vaughanites-Oolith bereitgestellt werden, der damit als lateralesÄquivalent der Belle Roche-Formation im Profil Wal-

horn aufzufassen ist (Tab. 1). Diese Interpretationwird durch die weitere stratigraphische Entwicklungbestätigt, denn im Hangenden geht die Belle Roche-Formation des östlichsten Belgiens ebenso in die tidalflat-Ablagerungen der Terwagne-Formation über(SWENNEN & VIAENE 1985; MAES et al. 1989; LALOUX

et al. 2000) wie der Vaughanites-Oolith des AachenerDinantiums. Die dunklen, feinlaminierten Kalke aus derRegion Bleiberg nehmen die Faziesentwicklung derTerwagne-Formation lokal bereits vorweg und bestä-tigen die Ansicht von POTY et al. (2001), dass die Belle-Roche-Formation – zumindest in ihrem basalen Teil– als Kollapsbrekzie der ausgelaugten tieferenTerwagne-Formation zu verstehen ist.

Die aufgezeigten lateralen Faziesbeziehungen zeigen,dass im Gegensatz zur Meinung älterer Autoren (u. a.KASIG 1980a) der Vaughanites-Oolith kein Äquivalentdes „Calcaire d’Avins“ (POTY et al. 2001: Avins-Member der Longpré-Formation) ist, sondern eineregionale Sonderentwicklung an der Basis derTerwagne-Formation, welche ohnehin oolithischePartien enthält. So diskutierten bereits SWENNEN &VIAENE (1985: 240) die Möglichkeit, dass derVaughanites-Oolith eine andere Schichtfolge als der„Calcaire d’Avins“ in seiner Typusregion im Hoyoux-Tal südwestlich von Liège sei, und HANCE et al. (1994)positionierten den „Calcaire d’Avins“ im Liegenden derBelle Roche-Formation.

Hinzu kommt, dass das Avins-Member in Belgiennach biostratigraphischer Einstufung und sequenz-stratigraphischer Interpretation als highstand-Ablage-rung des basalen Moliniaciums (Cf 4α1 = oberstesTournai) gilt und mit einer als Sequenzgrenze zu ver-stehenden ausgeprägten Schichtlücke von derTerwagne-Formation im Hangenden getrennt ist (POTY

et al. 2001, 2003; HANCE et al. 2001). Im östlichstenBelgien (Profil Walhorn) und im Aachener Karbonfolgen die Oolithe aber im Hangenden des Paläokars-tes im Top der Vesdre-Formation, d. h. im Hangen-den einer Sequenzgrenze, und gehen kontinuierlich indie tidal flat-Zyklen der typischen Terwagne-Faziesüber. Auch die biostratigraphische Einstufung derVesdre-Formation, welche noch bis in das Cf 4α2reichen kann, sprechen gegen eine Korrelation mit demAvins-Member.

Damit sind im Aachener Dinantium Vaughanites-Oo-lith einschließlich des Hastenrath-Sandsteins und desSpathorizontes an seiner Basis sowie, wie bereitsweiter oben gezeigt, Untere Zyklenfolge und ObereZyklenfolge der Terwagne-Formation äquivalent (Tab.1). Für die drei bisherigen informellen Einheiten wer-den die Begriffe Hastenrath-Subformation, Bärenstein-Subformation und Bernardshammer-Subformationeingeführt.


Für das ost-belgische Dinantium bedeutet diese Kor-relation, dass das „Vesdre Breccia Member“ – auchangesichts des ausgeprägten Paläokarstes im Top derunterlagernden Vesdre-Formation – besser als Subfor-mation der Terwagne-Formation zu betrachten ist.Im Hangenden der Terwagne-Formation folgt in Ost-Belgien die Neffe-Formation in Moha-Fazies (LALOUX

et al. 1996a, b, 2000; POTY et al. 2001; spätes Mo-liniacium, Cf 4δ). Sie ist das lithostratigraphische undbiostratigraphische Äquivalent der Aachener CoatedGrain-Folge.Wie andernorts wird auch in Ost-Belgien die Neffe-Formation von dem überregionalen Leithorizont der„Banc d’Or de Bachant“ überlagert. Damit beginnt dieLives-Formation (frühes Livium, unteres Cf 5), de-ren Sedimentationszyklen entlang des gesamtenSüdrandes des London-Brabant-Massivs zwischenWales und Ost-Belgien korrelierbar sind (PEETERS etal. 1993). Nach dem fehlenden Nachweis der Bancd’Or im Aachener Unterkarbon und den wenig aus-sagekräftigen Foraminiferen-Faunen fehlt die Forma-tion im Gegensatz zur generellen Ansicht in der älte-ren Literatur (z. B. KASIG, loc. cit.; SWENNEN & VIAENE

1985; WEYER et al. 2002) im Aachener Raum.In Ost-Belgien wird die Lives-Formation im Hangen-den eines Paläokarstes von Äquivalenten der unter-namurischen Walhorn-Formation (E2) überlagert. Nurmancherorts sind im Hangenden der Lives-Formation,welche mit Chert-reichen Schichten abschließt, wei-tere ober-viséische Karbonatabfolgen erhalten (z. B.Seilles-Member der Grandes Malades-Formation; vgl.POTY et al. 2001).LALOUX et al. (1996a, b, 2000) fassten Belle Roche-,Terwagne- und Neffe-Formation in Moha-Fazies alsBay-Bonnet-Gruppe zusammen, die Formationen imHangenden der Banc d’Or de Bachant als Juslenville-Gruppe. Damit entspricht die Bay-Bonnet-Gruppe dem„Oberen Kohlenkalk“ des Aachener Karbons. POTY etal. (2001) verzichteten auf die Gliederung inlithostratigraphische Gruppen.SWENNEN & VIAENE (1985) belegten darüber hinausenge lithofazielle Ähnlichkeiten des Vesdre-Aachen-Kohlenkalks mit dem im Liegenden der Midi-Eifel-Überschiebung erbohrten „parautochthonen Vesdre-Becken“ (Bohrung Bolland, östlich Liège). SowohlSWENNEN & VIAENE (1985) als auch PEETERS et al.(1992) wiesen auch auf enge lithofazielle Beziehun-gen zwischen dem Aachener Karbon und dem östli-chen Namur-Becken hin. Die sehr allgemein gehalte-nen lithostratigraphischen Beschreibungen letztererAutoren sind jedoch im Rahmen der vorliegendenArbeit wenig hilfreich.

Das Unterkarbon (Mississippium) im Untergrund derNiederrheinischen Bucht

Abgesehen von der etwa 15 km nordwestlich vonKrefeld gelegenen Bohrung Wachtendonk-1 (ELBERS-KIRCH & WOLBURG 1962; BLESS et al. 1976) und derBohrung Isselburg-3 nordwestlich Wesel (WOLBURG

1970; FABIAN 1971; BLESS et al. 1976) war bis vorkurzem nichts über das Unterkarbon (Mississippium)im Untergrund der Niederrheinischen Bucht und amunteren Niederrhein bekannt: HILDEN (1988) widme-te ihm eine halbe Seite! Erst die in den achtziger Jah-ren des 20. Jahrhunderts abgeteuften, ca. 15 km süd-westlich von Krefeld gelegenen Bohrungen Süchteln-Sittard-1 (RIBBERT 1998a; BLESS et al. 1998) und Vier-sen-1001 (RIBBERT 1998c), die 18 km westlich Krefeldgelegene Bohrung Grefrath-2, die Krefelder BohrungGLA-1 (RIBBERT 1998b) und vor allem die BohrungSchwalmtal-1001 10 km nordwestlich von Mönchen-gladbach (MATHES-SCHMIDT & ELFERS 1998; ZELLER

1998) erweiterten die stratigraphischen und faziellenKenntnisse erheblich. Mit den Bohrergebnissen konn-ten WREDE & HILDEN (1988), WREDE (1998) undDROZDZEWSKI et al. (1998) die Vorstellungen über denstrukturellen Bau im Untergrund der Niederrhei-nischen Bucht erheblich verbessern. Damit wurde dieVorstellung eines prä-variszisch angelegten und lan-ge persistierenden „Krefelder Gewölbes“ oder einesdurchgehenden „Zandvoort-Krefelder Hochs“ (BLESS

et al. 1976), welches die voneinander unabhängigenFaltenstränge des Ruhrkarbons und des Aachen-Ar-denner Karbons trennen sollte, obsolet. Vielmehr isteine sigmoidale Verbindung der tektonischen Struk-turen beider Regionen mit einer weitgespannten Ach-senquerwellung, der „Krefelder Achsenaufwölbung“,nachzuweisen (Abb. 1). Die unterschiedlichen Bau-stile auf beiden Seiten der Niederrheinischen Buchtsind auf den Einfluss des rigiden Widerlagers des Bra-banter Massivs zurückzuführen, welches im AachenerKarbon einen weitspannigen nord-vergenten Falten-wurf zugunsten von Überschiebungen staute.

Die Bohrungen in der Umrahmung der Krefelder Ach-senaufwölbung haben bisher noch kein durchgängi-ges Profil des Mississippiums liefern können. DieBohrung Schwalmtal-1001 durchteufte unter tertiärenDeckschichten ca. 863 m Namur B und Namur A undendete nach weiteren 156 m im hohen V 3b (Forami-niferen-Zonen Cf 6β–γ, Cf 6γ; MATHES-SCHMIDT &ELFERS 1998). Sie zeichnet einen Übergang von Koh-lenkalk- in Kulm-Fazies auf. Im hohen V 3b herrsch-ten Grain-/Packstones und Wackestones mit einemhoch diversen Bioklastenspektrum, Aggregatkörnern,Rindenkörnern und Peloiden vor. Die oft silifiziertenund dolomitisierten Gesteine wurden auf der Kohlen-kalk-Plattform gebildet. Damit schließt die Bohrungden jüngsten autochthonen Kohlenkalk Deutschlands


auf (Aachener Karbon: Moliniacium, V 2a; Ratingen-Cromford: V 2a im Liegenden einer dolomitisiertenAbfolge). Noch im V 3bγ erfolgte in Schwalmtal-1001ein Übergang in Kalziturbidite; slumping-Strukturenund Lithoklasten belegen ebenfalls gravitativenSedimenttransport am Schelfrand. Hemipelagite mitSchwammnadeln und Radiolarien sind zwischen-geschaltet. Im Hangenden wird durch schwindendeOrganismendiversität, feinkörnigere Kalziturbidite inunvollständigerer Ausbildung und zunehmendem Ton-gehalt noch im V 3c (Cf 6δ) der Übergang von einerSchelfrand-Fazies in die Kulm-Fazies dokumentiert.Die Abfolge zeigt damit die Retrogradation des Schelf-randes. Das nach der allmählichen Faziesverschiebungwohl ohne Schichtlücke überlagernde, ca. 60 mmächtige Namur A besteht im Wesentlichen aus derFazies der Hangenden Alaunschiefer, d. h. aus weit-gehend sandfreien, dunklen, Pyrit-haltigen Schluff-steinen. Sein basaler Teil (Pendleium) ist überCravenoceras sp. sicher belegt, jedoch fehlen Hinwei-se auf die Homoceras-Zone oder die „Mid-Carboni-ferous Boundary“. Dies muss nicht zwingend auf eineSchichtlücke hinweisen, sondern könnte mit den re-duzierten Sedimentmächtigkeiten zusammenhängen.Das Namur B (Kinderscoutium) setzt mit Reticulo-ceras cf. regularum BISAT & HUDSON noch im höchs-ten Teil der Alaunschiefer unmittelbar unter einem 3 mmächtigen konglomeratischen Sandstein ein. ZELLER

(1998) verglich die Schichtenfolge des Namur Aeinerseits mit den sandigeren und auf das tiefere Na-mur A beschränkten „Walhorn-Schichten“ desAachener Karbons, andererseits mit den HangendenAlaunschiefern des Niederbergischen Landes. Letz-tere haben eine diachrone Obergrenze, die von Ostnach West ansteigt und im Raum Wuppertal ebenfallsim Bereich der tiefen Reticuloceras-Zone (frühesKinderscoutium) liegt (PATTEISKY & SCHÖNWÄLDER

1960; RIBBERT 2005).

Aus der 13 m in den Kohlenkalk eindringenden Kre-felder Bohrung GLA-1 konnte eine Kalkalgen-Fora-miniferen-Assoziation des Cf 4δ (spätes Moliniacium,V 2a) bestimmt werden. Damit ist die Schichtfolgeein Äquivalent der Neffe-Formation Ost-Belgiens unddes Aachener Karbons.

In der Bohrung Wachtendonk folgen im Liegenden desOligozäns und der Maastrichter Tuffkreide erosions-diskordant 287 m mächtige bioklastische, z. T. oolithi-sche Kalksteine, die insgesamt in das Unter-Visé V 1eingestuft wurden (BLESS et al. 1976). Sie werden vonca. 10 m mächtigen, als post-paläozoisch interpretier-ten Speläothemen (ELBERSKIRCH & WOLBURG 1962)unterlagert. Im Liegenden folgen 128 m Dolomite. Siewerden von 315,5 m Sandsteinen unterlagert, die nachLithologie und Fazies eindeutig als famennischeCondroz-Sandsteine gelten (ELBERSKIRCH & WOLBURG

1962; RIBBERT 1998c). Im Vergleich mit dem AachenerKarbon vertritt die Dolomitfolge also die Etroeungt-Formation(?) sowie Unteren und Oberen Dolomit(Binsfeldhammer-Subformation der Hastière-Forma-tion – Vesdre-Formation; die zwischenlagerndenSchwarzschiefer der Pont d’Arcole-Formation wur-den nicht nachgewiesen). Vermutlich ist derSpeläothem-Horizont mit dem von DREESEN et al.(1985) ursprünglich ebenfalls als Speläothem inter-pretierten Spathorizont an der Basis des Vaughanites-Oolithes im Aachener Karbon bzw. dem Palisaden-kalzit-Member im östlichsten Belgien zu vergleichen;die Hangenden Kohlenkalke entsprechen der weiterenAbfolge der Terwagne-Formation.

Die Tournai-Abfolge und deren Relation zum AachenerKarbon sind in der Bohrung Süchteln-Sittard doku-mentiert (BLESS et al. 1998). Dort folgen im Liegen-den von Tertiär und geringmächtiger Kreide unter ei-ner Erosionsdiskordanz 2,5 m teilweise dolomitisierteKalke (= Oberer Dolomit bzw. Vesdre-Formation),4,5 m dunkelgraue, karbonatische Tonschiefer mitzwei eingelagerten dolomitischen Kalksteinbänken(= Pont d’Arcole-Formation) und 11,5 m z. T.dolomitisierte Kalksteine (= Unterer Dolomit bzw.Binsfeldhammer-Subformation der Hastière-For-mation). Im Liegenden schließt sich eine 17,7 mmächtige Kalkstein-Tonstein-Wechselfolge an(= Etroeungt-Formation), welche bis zur Endteufevon 4,3 m mächtigen sandig-tonig-kalkigen Schich-ten unterlagert wird (= Evieux-Formation); beide ent-halten typische Organismen des Struniums (vgl. auchWEBER 2000). Die in der benachbarten Bohrung Vier-sen-1001 unter dem tertiären Deckgebirge in 13,5 mMächtigkeit erbohrte Etroeungt-Formation entsprichtderjenigen von Süchteln-Sittard.

Der Vollständigkeit halber sei auf einige Bohrungen ander Nordostspitze des Brabanter Massivs im nieder-ländischen Süd-Limburg hingewiesen. Drei Bohrun-gen in der Umgebung von Maastricht (Kastanjelaan,Heugem-1, Heugem-2; BLESS et al. 1981) durchteufteneine etwa 800 m mächtige Schichtfolge des Mittel-Visé (Moliniacium, Livium?, Foraminiferen-ZonenCf 4, Cf 5?) bis Famenne in Kohlenkalk-Fazies. Vonbesonderem Interesse ist eine sehr restriktive inter-bis supratidale Entwicklung mit der Bildung von An-hydrit-Horizonten im Mittel-Visé, ein wie im VelberterSattel biostratigraphisch nicht fassbares, kondensier-tes (fehlendes?) Ober-Tournai/basales Visé (Tn 3/V 1), der Nachweis der Pont d’Arcole-Formation imMittel-Tournai sowie eines „normal“ entwickelten, ge-mischt karbonatisch-siliziklastischen Struniums.

Einen kurzen Überblick über ältere Bohrungen in Süd-Limburg lieferten BLESS et al. (1976, cum lit.). Ins-besondere sei auf die Bohrung Houtem D.B.-105 hin-


gewiesen. Sie erschloss als jüngste paläozoischeSchichten schwarze und dunkelgraue silifizierte Ton-schiefer und Kalksteine, welche mit entkalkten Ton-schiefern und gelegentlich Crinoiden-führenden Silt-steinen wechsellagern. Dies könnten Äquivalente derauch in der Bohrung Schwalmtal-1001 angetroffenenÜbergangsschichten Schelfrand/Kulm-Becken sowie„Hangenden Alaunschiefer“ sein (s. o.) und, wie be-reits aus geologischen Gründen postuliert, (ohneSchichtlücke?) vom spätesten Viséum in das Namu-rium reichen. Im Liegenden folgen Kalksteine mitkalkigen Mikrobiota, Brachiopoden und Ostracoden,welche in das V 3bγ (spätes Asbium) gehören. DieBohrung Gulpen erschloss im Liegenden einer meh-rere hundert Meter mächtigen Namur-Folge ausTonschiefern und Sandsteinen schwarze rekristal-lisierte (?) Kalksteine des Dinantiums. Das tiefsteNamur wurde 13 m im Hangenden der Kalksteine mitEumorphoceras bisulcatum und Cravenoceratoidessp. als Arnsbergium E2a–b datiert; dies wurde durchdie 6 m im Hangenden der Kalksteine auftretendeCharakterpflanze Gulpenia limburgensis JONGMANS be-stätigt. Das Pendleium (E1) scheint also bis auf denEinzelnachweis in der Bohrung Schwalmtal-1001(s. o.) fast in der gesamten Umrahmung des BrabanterMassivs (BLESS et al. 1976: Abb. 3) zu fehlen.

Damit gehört der Untergrund der NiederrheinischenBucht in der Umrahmung der Krefelder Achsenauf-wölbung, wie bereits von BLESS et al. (1976) darge-stellt, paläogeographisch zum Ostrand des BrabanterKohlenkalk-Schelfs. Er reichte bis in den westlichs-ten Bereich des Velberter Sattels bei Ratingen. SeineSchichtfolge ist eng mit dem Aachener Karbon ver-gleichbar.

Von besonderem Interesse ist die Bohrung Isselburg-3 nordwestlich von Wesel am unteren Niederrhein. Sieschließt ein nur ca. 95 m mächtiges Dinantium inKulm-Fazies auf (FABIAN 1971; BLESS et al. 1976;STOPPEL, dieser Band: 478) verglichen mit einer 425m mächtigen Kohlenkalk-Abfolge in der nur 35 kmsüdwestlich liegenden Bohrung Wachtendonk-1. Da-mit muss im Bereich der Niederrheinischen Bucht einnordwestlich streichender Schelfrand westlich derLinie Wesel – Velbert angenommen werden (vgl.DROZDZEWSKI et al. 1998).

Das Velberter Unterkarbon

Die stratigraphische Relation des „Ratingen-VelberterKohlenkalkes“ zum Kulm war spätestens mit SEDG-WICK & MURCHISON (1842) aufgedeckt. KAYSER (1882)erkannte die Äquivalente des nord-französischen„Etroeungt“ im Velberter Raum und stellte das Lie-gende des Kohlenkalks in das Devon. Angeregt durchdie Arbeiten von DANTZ (1893) über den Aachener

Kohlenkalk verglich DREVERMANN (1902) die sog.„Übergangsschichten“ zwischen Devon und Kohlen-kalk i. e. S. mit dem von DUMONT (1832) beschriebe-nen Etroeungt, erkannte den überwiegend karboni-schen Charakter der rheinischen Etroeungt-Fauna undbetrachtete die Oolithe von Velbert-Wasserfall alsGrenze zwischen Etroeungt-Schichten und Kohlen-kalk. ZIMMERMANN (1912) stellte das Etroeungt in dashöchste Devon und die Oolithe vom Steinbruch Was-serfall an die Basis des Tournai.

Ohne weitere Altersdiskussion erklärte VON DECHEN

(1884), dass der Kulm im Velberter Sattel über demKohlenkalk läge. Auch ZIMMERMANN (1912) vertratdiese Meinung, weil die Kalke der Herzkamper Mul-de altersgleich mit dem Oolith von Velbert-Wasserfallwären. Dagegen hielt KRATZ (1909) Kulm- und Koh-lenkalk-Fazies für gleichaltrig. SCHMIDT (1923) ver-suchte eine detaillierte Parallelisierung beider Fazies-bereiche auf Basis der Gliederung von Oberdevon undKulm im Sauerland in1. Hangenbergschichten der Herzkamper Mulde =

Horizont der „graublauen Schiefer“ (PAECKELMANN

1913): Etroeungt2. Erdbacher Schichten = Kalke von Ratingen: Tour-

nai3. Aprather Schichten = Hangender Dolomit von

Ratingen: Visé.

Die geologische Aufnahme der GK 25, Bl. 4608 Velbert(BÄRTLING & PAECKELMANN 1928) und 4607 Kettwig(heute: Heiligenhaus; WUNSTORF 1931) folgte der Drei-teilung des Unterkarbons in diese drei Stufen.

Für die mehrteilige Monographie „Die Fauna des deut-schen Unterkarbons“ (KÜHNE 1930; SCHMIDT 1930;PAECKELMANN 1930, 1931; GALLWITZ 1932;NEKHOROSHEV 1932; LIEBUS 1932 sowie später PAUL

1937b, 1938a, b, 1939a; KUMMEROW 1939 und RICH-TER & RICHTER 1951) bildeten die umfangreichen Fos-silvorkommen des Velberter Sattels eine wesentlicheGrundlage. Wie im Aachener Raum war damit auchim Gebiet des Velberter Sattels eine zeitgemäße, de-taillierte Beschreibung der Schichtenfolge und ihresFossilinhaltes Ende der 30er Jahre des 20. Jahrhun-derts erreicht. Überregional waren die Korrelation mitdem belgischen Kohlenkalk (PAUL 1937a) sowie dieProblematik des Übergangs Kohlenkalk/Kulm unddamit zusammenhängende paläogeographische Mo-dellvorstellungen (PAUL 1939c) angeschnitten.

Neue Ansätze zur Stratigraphie mit Hilfe von Sporen,Conodonten und Foraminiferen (BÖGER 1962; STREEL

1966; CONIL & PAPROTH 1968; PAPROTH & STREEL

1970; FRANKE et al. 1975; PAPROTH et al. 1976; PARK

1983) verfeinerten die Kenntnis der Oberdevon/Un-terkarbon-Abfolge. FRANKE et al. (1975) analysiertendie Sedimentologie, Faziesentwicklung und Paläo-


geographie des Velberter Raumes. Die jüngsten Arbei-ten sind paläontologischen Themen gewidmet (HAUDE

& THOMAS 1990; RICHTER & AMLER 1994; WEBER

1997) sowie dem bereits in Kulm-Fazies ausgebilde-ten Unterkarbon von Aprath (Herzkamper Mulde;THOMAS 1992; RATHMANN & AMLER 1992).

Wie im Aachener Dinantium fehlte im Velberter Sattelbisher eine formale lithostratigraphische Gliederungder Schichtenfolge. In der folgenden Zusammenfas-sung des Kenntnisstandes werden in Klammern diehier eingeführten Einheiten angegeben.

Im Hangenden der famennischen Velbert-Schichten(AMLER et al. 1994; RICHTER 1996, s. u.) beginnt dasMississippium im nordwestlichen Velberter Sattel mitdem „Ostracodenkalk“ (PAUL 1937d) (= Steinkothen-Subformation [nov.] der Hastière-Formation). Er gehtim Raum zwischen Heiligenhaus und Sondern in die„Tournai-Oolithe“ (PAUL 1938b) über (= Laupen-Sub-formation [nov.] der Hastière-Formation). Weiter süd-östlich schließen sich schlecht gliederbare feinsilizi-klastische Schichten an. Im mittleren Tournai folgenim gesamten Velberter Sattel die „Zwischenschiefer“,die bereits PAUL (1937a) mit dem peracuta-Schiefer(= Pont d’Arcole-Formation) der belgischen Kohlen-kalk-Plattform korrelierte. Nach einer Schichtlücke,welche das gesamte Ober-Tournai Tn 3a–c umfassenkann, setzt der eigentliche „Kohlenkalk des VelberterSattels“ an der Tournai/Visé-Wende mit dem ebenfallsim gesamten Velberter Sattel verfolgbaren Aufarbei-tungs- und Kondensationshorizont des Richrath-Kalks(BÖGER 1962) ein (= Richrath-Subformation derHeiligenhaus-Formation [nov.]). FRANKE et al. (1975)erkannten, dass nur in Ratingen selbst autochthonerKohlenkalk in Flachwasser-Fazies vorliegt (= Crom-ford-Subformation [nov.] der Heiligenhaus-Forma-tion); dies wird von PARK (1983) nach der Häufigkeitdes Conodonten Mestognathus bestätigt, der hoch-energetische Flachwasserbedingungen anzeigt. DerCromforder Kohlenkalk reicht mindestens in das V 2a(PAPROTH et al. 1976); jüngere Schichten sind dolo-mitisiert. Nach AMLER et al. (1994) ist die Flachwasser-Fazies noch bis Heiligenhaus verbreitet. Östlich Ra-tingen (Heiligenhaus?) geht der autochthone Kohlen-kalk in Kalziturbidite über („Velberter Kalk“: EDER etal. 1983) (= Zippenhaus-Subformation [nov.] der Hei-ligenhaus-Formation); die Kalziturbidite keilen imBereich der Nordostspitze des Sattels bei Neviges aus.Die Conodonten-Biofazies weist mit den gegenüberCromford selteneren Mestognathus und häufigerenGnathodus und Lochriea (früher: Paragnathodus) aufden Schelfhang-Bereich hin (PARK 1983). Die jüngs-ten geschlossenen Kalziturbiditfolgen stammen nachPAPROTH et al. (1976) aus dem oberen V 3b. PARK

(1983) gelang aus solcher Fazies in der Bohrung Vel-bert-4 der Nachweis der noch jüngeren nodosa-Zone.

Obwohl Lochriea nodosa in Belgien erstmals im V 3bγ(= Cf 6γ, spätes Asbium) aufzutreten scheint (vgl.CONIL et al. 1990), wird die Basis der weltweit nach-weisbaren Zone generell an die Basis des V 3c (Bri-gantium) gelegt (PERRET & WEYANT 1994). NachMEISCHNER (1970) liegt die Basis der Zone im mittle-ren Teil des cu III β (vgl. HERBIG & STOPPEL, dieserBand). Damit reicht die Kalziturbiditsedimentation imBereich des Velberter Sattels wohl noch bis in dasV 3c, d. h. in das Brigantium.

Im Hangenden greift die Kulm-Fazies auf den gesam-ten Bereich des Velberter Sattels über. Basal sind indunklen Tonschiefern noch einzelne Kalziturbiditbän-ke eingeschaltet („Übergangsschichten“: ARBEITSGE-MEINSCHAFT 1971b). Daraus entwickeln sich schnell„Posidonienschiefer“ – ein überaus diffus benutzterBegriff – (beide: Dieken-Formation) und daraus nochim obersten Visé (cu III γ1) die „Hangenden Alaun-schiefer“ (Eisenberg-Formation).

Die Schichtenfolge

Die fast ausschließlich karbonatische unterkarbonischeSchichtenfolge geht konkordant aus den hochober-devonischen Schichten hervor (Tab. 1). Im AachenerRaum ist der Übergang in das Namur durch eine Ero-sionsdiskordanz im Hangenden eines Paläokarstessowie durch einen auffälligen Fazieswechsel zu fein-körnigen Siliziklastika gekennzeichnet; im Unter-grund der Niederrheinischen Bucht und im VelberterSattel erfolgt ein kontinuierlicher Übergang in dieKulm-Fazies und das Namur. Obwohl eine gemein-same Formationsbezeichnung gerechtfertigt erscheint,lassen sich für den Aachener Raum, den westlichensowie den östlichen Velberter Satttel vielfach dreiFaziesreihen abtrennen. Sie werden als eigenständi-ge lithostratigraphische Subformationen (= engl.„Member“, vgl. STEININGER & PILLER 1999) definiert.

Das Oberdevon im Liegenden

Das Liegende der unterkarbonischen (mississip-pischen) Schichtenfolge wird im Raum Aachen vonden „Strunium-Schichten“ gebildet (BOONEN & KASIG

1979; KASIG 1980a, b), im Bereich des Velberter Sat-tels (Raum Ratingen – Neviges) von der Velbert-For-mation (AMLER et al. 1994: 77; AMLER 1995, 1996;RICHTER 1996; AMLER & HEIDELBERGER 2003).

Die „Strunium-Schichten“ (Fa 2d – Tn 1a) im Gebietum Aachen schließen an den ost-belgischen Raum anund lassen sich wie dort in die überwiegend tonig-feinsandige Evieux-Formation (obere Evieux-Forma-tion = Fa 2d) und die überlagernde, gemischt silizi-klastisch-karbonatische Etroeungt-Formation (Tn 1a)unterteilen. Die für die Etroeungt-Formation in Ost-


Belgien gebräuchliche Bezeichnung Comblain-au-Pont-Schichten wurde aufgegeben (PAPROTH et al.1983a: 210), findet sich aber immer noch in POTY etal. (2001). Dieser Name ist wie der von LALOUX et al.(1996a, b, 2000) auf den Kartenblättern Limbourg-Eupen und Fléron-Verviers eingeführte Name Dol-hain-Formation überflüssig. In der auf einer flachenRampe abgelagerten, aus shallowing-upward-Zyklenaufgebauten Formation nimmt der Karbonatgehaltnach oben zu. Damit zeichnet die Lithofazies die glo-bal erkennbare spätfamennische Transgression nach(TR-Zyklus IIf; JOHNSON et al. 1985, 1986). Typischsind überwiegend hochenergetische peloidal-bioklas-tische Grain-/Packstones, Floatstones und ruditischePackstones mit häufigen Pelmatozoen und kalkscha-ligen Kleinforaminiferen. Kalkalgen (inkl. diverserMikroproblematika), rugose Einzelkorallen, Stroma-toporen, Brachiopoden und Bryozoen sind weiterewichtige Elemente (FLÜGEL & FLÜGEL-KAHLER 1975;HERBIG & WEBER 1996; WEBER 2000).

Im Velberter Sattel wird die Mächtigkeit der generellschlecht aufgeschlossenen und kleintektonisch starkbeanspruchten und geschieferten Velbert-Formationauf 500–1000 m geschätzt (BÄRTLING & PAECKELMANN

1928). Stratigraphisch umfasst sie einen großen Teil

des Famenne, ohne die Devon/Karbon-Grenze zuüberschreiten. Die ältesten Conodonten-Datierungenstammen aus der Frühen Palmatolepis marginifera-Zone (RIBBERT & LANGE 1993) bzw. aus dem Inter-vall Späte marginifera – Frühe trachytera-Zone(AMLER et al. 1994: 79). Jüngste Conodonten stam-men (abweichend zu AMLER et al. 1994) aus der frü-hen Späten expansa-Zone. Der noch darüber folgen-de obere Teil der Velbert-Schichten bis zu den Basis-schichten des Kohlenkalks (Steinkothen-Subformation[nov.]) ist Conodonten-stratigraphisch bislang nichterfasst worden. Die im Unterkarbon (Tn 1b) stetsfehlende Quasiendothyra kobeitusana (vgl. HANCE

1996) tritt noch im unteren Teil der Steinkothen-Sub-formation der überlagernden Hastière-Formation auf(CONIL & PAPROTH 1968: 57–58). Die von PAUL

(1939a) vom Liegenden ins Hangende eingeführteDreiteilung in „Velberter Schichten“, „Angertal-Schichten“ und „Etroeungt-Schichten“ war nicht al-lein paläontologisch begründet und lässt sich im Ge-biet zwischen Ratingen und Heiligenhaus nachvollzie-hen; kartiertechnisch ist sie allerdings schwierig aus-zuhalten (AMLER et al. 1994; vgl. CONIL & PAPROTH

1968: 57). Deswegen stellten bereits PAPROTH et al.(1983a: 213) „Etroeungt Kalk und Schiefer“ in die„Velberter Schichten“.

TTTTTababababab. 1.. 1.. 1.. 1.. 1. Litho- und biostratigraphische Gliederung des Unterkarbons (Mississippiums) im Ausstrichgürtel zwischen Ost-Belgien unddem Niederbergischen Land im Raum Aprath-Wuppertal.


Die Velbert-Formation besteht aus einer Wechselfolgevon dunkelgrauen bis grünlichgrauen, verwittert grau-grünen bis gelbbraunen, meist feinglimmerigen undstreifigen, oft etwas flaserigen Ton- und Schluff-schiefern mit wechselndem Sand- und Kalkgehalt.Geringmächtige, braune, Glimmer-haltige Sandsteineund dunkelblaugraue, unreine, mikritische Crinoiden-Kalke sind eingeschaltet. Im obersten, früher von PAUL

(1939a) als „Etroeungt“ abgeteilten Schichtenab-schnitt geht die Velbert-Formation in eine bunte, klein-zyklische Wechselfolge über. Sie besteht aus dunkel-grauen, mehr oder minder feinsandigen, Glimmer-reichen Tonschiefern, karbonatischen Sandsteinenund im Hangenden zunehmend häufigeren, dunkel-blaugrauen Crinoiden-reichen Kalksteinen. Die fazielldifferenzierten Kalke wurden auf einer Rampe abge-lagert, welche entlang der Nordwestflanke des Vel-berter Sattels lateral von einer Klarwasser-Fazies imRaum Ratingen in eine Kalkschlamm-dominierte Fa-zies übergeht und östlich von Heiligenhaus völligdurch Siliziklastika ersetzt wird (HERBIG & MAMET, inVorbereitung). Die Klarwasser-Fazies ist mit der Aus-bildung der Etroeungt-Formation des Aachener Rau-mes vergleichbar.

Die Velbert-Formation führt eine reiche benthischeFauna, die von Brachiopoden und Ostracoden domi-niert wird, lokal aber auch zahlreiche Taxa von Crinoi-den, Bryozoen und Mollusken führt (u. a. MICHELS

1986; HAUDE & THOMAS 1989). Die Bivalven- undGastropoden-Faunen wurden revidiert (AMLER et al.1990; AMLER 1993, 1995, 1996; AMLER & HEIDELBER-GER 2003); sie zeigen Übergangscharakter zwischenDevon und Karbon ohne Andeutung eines scharfenFaunenschnitts (vgl. auch POTY 1984).

Das Unterkarbon (Mississippium)

Hastière-Formation PAPROTH et al. (1983)1980 Hastière Limestone. – VAN STEENWINKEL: 30.

* 1983a Hastière Formation PAPROTH et al.: 216 [cum lit.].2001 Hastière Formation. – HANCE et al.: Abb. 5.2001 Hastière Formation. – POTY et al.: 72.2002 Hastière-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

Wie entlang des gesamten Südrandes des Brabant-Massivs in Belgien beginnt die karbonische Schich-tenfolge im Aachener Raum, im Untergrund der Nie-derrheinischen Bucht und im Velberter Raum eben-falls mit Karbonatgesteinen. Ihre stratigraphischeReichweite entspricht etwa den aus Belgien bekann-ten Daten (nach Foraminiferen Cf 1α – Cf 1α’; nachConodonten Cc 1α (VAN STEENWINKEL 1980); die ba-sale Bank der Hastière-Formation gehört noch in dashöchste Devon (PAPROTH et al. 1983; CONIL et al. 1986;VAN STEENWINKEL 1993). Im Gegensatz zur DominanzCrinoiden-reicher bioklastischer Grain-/Packstones inBelgien lässt sich im westlichsten Deutschland eine

laterale Faziesreihe aus drei Subformationen unter-scheiden.1) Binsfeldhammer-Subformation [nov.] (Aachen,

Niederrheinische Bucht: Bohrung Süchteln-Sittard; in der Bohrung Wachtendonk nicht vonPont d’Arcole- und Vesdre-Formation zu trennen).

2) Steinkothen-Subformation [nov.] (nordwestlicherVelberter Sattel im Bereich zwischen Ratingen undöstlich von Klein-Steinkothen).

3) Laupen-Subformation [nov.] (nordöstlicher Vel-berter Sattel zwischen Heiligenhaus und Sondern).

Binsfeldhammer-Subformation [nov.]

1937d Unterer (heller) Dolomit. – PAUL: Vergleichstabelle.1971a Unterer Dolomit. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-

Stratigraphie: Taf. 1.1971b Unterer Dolomit. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-

Stratigraphie: 11.1980a Unterer (heller) Dolomit. – KASIG: 59, 70.1980b Lower (bright) Dolomite. – KASIG: 45.1990 Hastière-Formation. – REISSNER: 39.Weitere Literatur: DANTZ (1893), HOLZAPFEL (1910, 1911a,b), PAUL (1937a, c), SCHMIDT (1956), PAPROTH et al. (1963,1983a), BOONEN & KASIG (1979).Ableitung des Namens: Nach dem Steinbruch Binsfeldham-mer (KASIG 1980a: 59, KASIG 1980b: 51) im Vichttal.

Typuslokalität: Profil am Straßenabzweig der Straße Volberg– Vicht nach Hastenrath, direkt nordwestlich des SteinbruchsBinsfeldhammer. GK 25, Bl. 5203 Stolberg (Rheinland),R 2516900, H 5624800.

Lithologie: Folge von sehr feinkörnigen, hellgelbenbis bräunlichgelben, z. T. schräggeschichteten, epige-netischen Dolomitsteinen. Sie gehen konkordant ausPelmatozoen-Kalksteinen, z. T. auch geringmächtigenStromatoporen-Kalksteinen des Struniums hervor.Eine deutliche Bankung im dm-Bereich erfolgt durchzwischengeschaltete Dolomitmergelfugen. Von derVesdre-Formation (s. u.) unterscheidet sich die Sub-formation durch die hellere Färbung. Ausführliche Be-schreibung in KASIG (1980a, b). Nur im Profil Neu-Moresnet (REISSNER 1990) ist die Schichtfolge nichtdolomitisiert und besteht wie in Belgien aus dick-bankigen Pelletoid-Grainstones.

Datierung: Nach den unter- und überlagernden For-mationen sowie dem Vergleich mit Belgien spätestesStrunium (spätestes Tn 1a) und frühes Hastarium(Tn 1b). Auf die noch oberdevonische Basis derSubformation weist auch ein Einzelfund vonProtognathodus kockeli aus der Basisschicht der Sub-formation im nichtdolomitisierten Profil Neu-Moresnethin (REISSNER 1990). Die Devon/Karbon-Grenze istlithologisch nicht erkennbar. Nach REISSNER (1990)lassen sich im Typusprofil nach dem Auftreten vonStromatoporen-Reliktformen maximal die höchsten3,5 m der Schichtfolge dem Karbon zuordnen. Zu ei-


nem vergleichbaren Ergebnis kommt WEBER (2000)für die Forschungsbohrung Burgholzer Mulde. Diefehlenden Rugosen-Faunen des späten und spätestenStruniums und die dementsprechend postulierteSchichtlücke (WEYER 2000; WEYER et al. 2002) müs-sen wohl auf die epigenetische Dolomitisierung zu-rückgeführt werden und nicht auf eine Schichtlückean der Basis der Subformation.

Mächtigkeit: 10–15 m (PAPROTH et al. 1963), 7–10 m(KASIG 1980a; BOONEN & KASIG 1979), 7–30 m (KASIG

1980b).

Fauna und Flora (REISSNER 1990): Profil Neu-Moresnet: Conodonten [Protognathodus kockeli,Siphonodella duplicata, Polygnathus rostratus], Fo-raminiferen [Bisphaera, Chernyshinella], tabulateKorallen [Yavorskia barsaenis (FORMICHEV)]; andern-orts nur Syringoporen-Relikte und Pelmatozoen.

Bemerkungen: Die hellgrauen Pelmatozoen-Biospa-rite der Hastière-Formation sind auch im westlich an-schließenden Vesdre-Massiv in Belgien teilweiseleicht dolomitisiert. Dort ist eine Zunahme vonpelitischen Sedimenten im oberen Abschnitt und einallmählicher Übergang in die überlagernde Pontd’Arcole-Formation zu beobachten (BOONEN & KASIG

1979). Im Aachener Raum ist eine Abtrennung vondolomitisierten Anteilen der höchsten Etroeungt-For-mation nicht mit hinreichender Sicherheit gewährleis-tet. Deswegen kann für die als lithostratigraphischeKartiereinheit definierte Subformation eine diachro-ne Basis nicht ausgeschlossen werden. Die Unter-grenze sollte stets im Hangenden der jüngsten Stro-matoporen-Relikte festgesetzt werden.

Steinkothen-Subformation [nov.]

1937d Ostracodenkalk – PAUL: Vergleichstabelle.1971a Ostracoden-Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT-Dinantium-

Stratigraphie: Taf. 1.1983a Ostracodenkalk. – PAPROTH et al: 222.

Weitere Literatur: BÖGER (1962), CONIL & PAPROTH (1968),PAPROTH & STREEL (1982), PAUL (1939a), AMLER et al. (1994).

Ableitung des Namens: Nach dem Profil von Klein-Steinkothen westlich von Heiligenhaus.

Typuslokalität: Eisenbahn-Einschnitt in Ratingen-Cromford(PAUL 1939a; PAPROTH & STREEL 1982; AMLER et al. 1994: 81) inNachbarschaft zum „Blauen See“. GK 25, Bl. 4607 Heiligen-haus, R 2560000, H 5686160.

Lithologie: Die Steinkothen-Subformation umfasst inder Typuslokalität die Bänke 24 und 25 der Aufnah-me von PAUL (1939a; vgl. PAPROTH & STREEL 1982;AMLER et al. 1994: 80) bzw. die Bank 28 im Aufschluss„nördlich Klein-Steinkothen“ (AMLER et al. 1994: 84).Es handelt sich um eine Folge von dunkel- bisschwarzgrauen mikritischen, partiell dolomitisierten

und teilweise tonigen Kalksteinen mit graubraunenMergelschiefer-Zwischenlagen; horizontweise findensich Anreicherungen von Ostracoden; Pelmatozoen-Fragmente und Einzelkorallen sind häufig. Die obe-ren Partien sind vermehrt knollig ausgebildet.

Datierung: Spätestes Strunium – Frühes Hastarium.CONIL et al. (1964: Profil Ratingen-Cromford) undCONIL & PAPROTH (1968: Profil Klein-Steinkothen)nennen Paracaligella sp., Tournayellidae, Plectogyrasp., Quasiendothyra sp., Quasiendothyra regularisLIPINA sowie Quasiendothyra kobeitusana kobei-tusana RAUZER-CHERNOUSSOVA. Damit liegt die Basisnoch im spätesten Strunium (Df 3ε) Die Subforma-tion führt im oberen Teil Siphonodella lobata(BRANSON & MEHL) und Polygnathus inornatus BRAN-SON und reicht demnach „etwa an den Gipfel der Gat-tendorfia-Stufe“ (BÖGER 1962). Dies wird durch eineConodonten-Fauna der unteren Siphonodella crenu-lata-Zone in der überlagernden Pont d’Arcole-Forma-tion von Ratingen-Cromford bestätigt (UFFENORDE &WALLISER in PAPROTH et al. 1976).

Mächtigkeit: In Ratingen ca. 15 m; im Profil nörd-lich Klein-Steinkothen ca. 8 m.

Fauna: Brachiopoden [Brachythyris ratingensis PAUL,Buxtonia paeckelmanni PAUL, Dielasma sp., Lepta-gonia analoga (PHILLIPS), Plicatifera thomasiPAECKELMANN, Pustula sp., Schizophoria resupinata(MARTIN), Spinocyrtia laminosa mut. β (NORTH),„Spirifer“ sp., Thomasina angusta PAUL, ?Reticu-lariidae, Orthotethinae], Fenestellidae (nicht revidiert,nach PAPROTH & STREEL 1982: 10; PAUL 1937b), rugoseKorallen [Conilophyllum tregaense (POTY), von PAUL

(1938c) als Caninia dorlodoti SALÉE bestimmt – fideWEYER 2000].

Laupen-Subformation [nov.]

1938b Tournai-Oolithe. – PAUL: 273.1971a Oolith. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stratigra-

phie: Taf. 1.1975 Tournaisian oolites. – FRANKE et al.: 319.1983 Oolith. – PAPROTH et al.: 221.1994 Tournai-Oolithe. – THOMAS & ZIMMERLE: 49.

Weitere Literatur: PAUL (1937a, d, 1938b, 1939a), AMLER etal. (1994).

Ableitung des Namens: Nach dem Profil von Heiligenhaus-Laupen (s. AMLER et al. 1994).

Typuslokalität: Profil von Heiligenhaus-Laupen (PAUL 1939a;CONIL & PAPROTH 1968; AMLER et al. 1994: 87). GK 25, Bl. 4607Heiligenhaus, R 2565870, H 5689100.

Lithologie: Die Laupen-Subformation besteht auseiner Folge von blaugrauen Oospariten mit gering-mächtigen zwischengeschalteten Mergel- und Silt-schiefern; der Komponentenbestand umfasst Ooide,


Onkoide, Fossildetritus und detritischen Quarz. DieOoide sind z. T. tangential strukturiert, z. T. radial-strahlig überprägt. An Biogenen enthalten die Ooli-the hauptsächlich Echinodermen, seltener treten Fo-raminiferen, Bivalven, Bryozoen oder Brachiopodenauf. Sämtliche Biogene können als Ooid- oder Onkoid-kerne auftreten. Der Durchmesser der Ooide variiertvon 0,5–6,0 mm. Sie zeigen eine bimodale Grö-ßenverteilung mit locker eingestreuten großen Ooiden.Trogförmige Schrägschichtungslaminae mit Quarz-reicheren und -ärmeren Partien treten auf. Bankmäch-tigkeiten liegen zwischen 10 cm und über 1 m (PAUL

1938b; FRANKE et al. 1975; THOMAS & ZIMMERLE 1994).

Datierung: Spätestes Strunium – Frühes Hastarium.Der Haupteil der Oolithe ist bislang nicht datiert. ImBereich der Subformation wurde die Grenze zwischenDevon und Karbon angenommen (ZIMMERMANN 1912;PAUL 1938b; BÖGER 1962). Im aufgelassenen Stein-bruch Velbert-Hefel (vgl. FRANKE et al. 1975; PAPROTH

et al. 1976) greift die basale Oolith-Bank erosiv in dieoberste kalkige Bank des Struniums ein (eigene Be-obachtung) und entspricht damit der von VAN STEEN-WINKEL (1990, 1993) beobachteten Sequenzgrenze ander Basis der Hastière-Formation in Belgien. CONIL &PAPROTH (1968) nennen aus der Typuslokalität„Endothyra“ und „Quasiendothyra cf. communis“.Dies beweist – falls keine Aufarbeitung vorliegt –analog zur Situation in Belgien eine im höchstenStrunium liegende Basis. BÖGER (1962: 144) beschriebaus der höchsten Oolith-Bank im Profil Velbert-Son-dern „einige Conodontenreste, die sehr wahrschein-lich der Siphonodella-triangula-triangula-Zone ange-hören“, d. h. dem höchsten cu I (dem höchsten Tn 1b).Die Reichweite der Formation wird durch die Einstu-fung der überlagernden Pont d’Arcole-Formation indie frühe Siphonodella crenulata-Zone (Tn 2a) be-grenzt.

Mächtigkeit: 1–6 m, maximal 10 m (FRANKE et al.1975).

Fauna: Kalkalgen, Foraminiferen, Echinodermen,Bivalven, Bryozoen und Brachiopoden (nicht revi-diert, nach PAUL 1937d, 1938b): Chonetes lagues-sianus DE KONINCK, Leptagonia analoga (PHILLIPS),Rhipidomella michelini (LÉVEILLE), Schizophoriaresupinata (MARTIN), Unispirifer tornacensis (DE

KONINCK), Rhynchonelliden.

Pont d’Arcole-Formation PAPROTH et al. (1983)

1971a Zwischenschiefer. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie: Taf. 1.

1971b Zwischenschiefer. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie: 11.

1975 Tournai-Zwischenschiefer. – FRANKE et al.: 320. 1976 Zwischenschiefer. – PAPROTH et al.: 62.

1979 Formation von Pont d’Arcole. – BOONEN & KASIG:129.

1980a Schiefer von Pont d’Arcole (peracuta-Schiefer). –KASIG: 72.

1980b Pont d’Arcole Shales. – KASIG: 45.*1983a Pont d’Arcole Formation PAPROTH et al.: 223 [cum

lit.]. 1983a Zwischenschiefer. – PAPROTH et al.: 230. 2001 Pont d’Arcole-Formation. – HANCE et al.: Abb. 5. 2001 Pont d’Arcole-Formation. – POTY et al.: 77. 2002 Pont d’Arcole-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.Weitere Synonyme: Schistes à Spiriferellina peracuta,peracuta-Schiefer, TII-Schiefer.Weitere Literatur: PAUL (1937d), BÖGER (1962), CONIL &PAPROTH (1968), PAPROTH & STREEL (1982), SWENNEN & VIAENE

(1985), AMLER et al. (1994), HANCE et al. (2001).

Lithologie: Im Velberter Sattel besteht die Abfolge ausdunkelgrauen bis schwarzen, graubraun verwittern-den, feinlaminierten, schlecht spaltenden Ton-, Silt-oder Mergelsteinen, die zahlreiche Pelmatozoen-Frag-mente und vereinzelt Productiden und Spiriferidenführen. Lateral verzahnen sie sich mit milden grün-lichgrauen, Glimmer-führenden Sandflaserschiefernbzw. Siltschiefern. Schwarze dolomitische Mergel undTon-reiche Kalksteinbänke oder -knollen sind einge-schaltet. Im Südosten des Velberter Sattels werden die„Zwischenschiefer“ stärker bituminös und verlierenihren Sandgehalt. Im Raum Aachen finden sichebenfalls im oberen Drittel der Formation einige Do-lomiteinschaltungen; bis auf Spiriferellina peracutasind Fossilien sehr selten. Der Kontakt der Formationzum Unterlager ist scharf, aber ohne Aufarbei-tungshorizont. Der Übergang zum Hangenden erfolgtgraduell (KASIG 1980a, b).

Datierung: Mittleres Hastarium (Tn 2a, cu II α); Frü-he Siphonodella crenulata-Zone (UFFENORDE &WALLISER in PAPROTH et al. 1976). Aus dem Vesdre-Massif stammen Conodonten der Cc 1-Zone sowieForaminiferen der Cf 1-Zone (BOONEN & KASIG 1979).PAPROTH et al. (1983a) geben generell Cf 1α’’ an. VomVelberter Sattel (Profil Sondern) nannten BÖGER (1962)und CONIL et al. (1976) Scaliognathus anchoralis(spätestes Ivorium, Tn 3c); diese Funde konntenallerdings von FRANKE et al. (1975) nicht bestätigtwerden.

Mächtigkeit: Aachen: mehr oder minder konstant bei6 m, Niederrheinische Bucht (Bohrung Süchteln-Sit-tard): 4,5 m; Ratingen: 2,50 m; im Südosten des Vel-berter Sattels Mächtigkeitsreduzierung bis auf 0,45 m.

Fauna und Flora (u. a. aus PAPROTH & STREEL 1982und PAUL 1937d): Brachiopoden [Avonia schmidtiPAECKELMANN, Chonetes sp., Leptagonia analoga(PHILLIPS), Lingula straeleni DEMANET, Phricodothyrislineata (MARTIN), Plicochonetes crassistrius var. mini-ma PAECKELMANN, Rhipidomella michelini (LÉVEILLE),


Spinocyrtia laminosa mut. β (NORTH), Spiriferellinaperacuta (DE KONINCK), Unispirifer tornacensis (DE

KONINCK)]; Korallen [Zaphrentis vaughani DOUGLAS)];Bivalven, Crinoiden, Trilobiten [Phillipsia gemmu-lifera PHILLIPS]; Conodonten [Ozarkodina sp., Poly-gnathus cf. flabellus BRANSON & MEHL, Polygnathusinornatus BRANSON s.l. VOGES, Siphonodella cf. obso-leta HASS, Siphonodella crenulata (COOPER), Sipho-nodella duplicata (BRANSON & MEHL), Siphonodellaquadruplicata (BRANSON & MEHL)].

Vorkommen: Die Pont d’Arcole-Formation ist nurselten aufgeschlossen, jedoch im gesamten AachenerRaum, im Untergrund der Niederrheinischen Bucht(Bohrung Süchteln-Sittard) und im Velberter Sattelnachgewiesen. Besonders gute Aufschlüsse findensich in den Typuslokalitäten der Binsfeldhammer-Sub-formation, der Hastenrath-Subformation sowie derZippenhaus-Formation.

Bemerkungen: Die Formation ist ein Äquivalent derLiegenden Alaunschiefer im übrigen RheinischenSchiefergebirge (Kahlenberg-Subformation der Ober-Rödinghausen-Formation, KORN in AMLER & GEREKE

2003; KORN, dieser Band). Die Kahlenberg-Subfor-mation wurde für die stark bituminösen, Benthos-armen bis Benthos-freien Sedimentgesteine ohne aut-ochthone Karbonateinschaltungen der „normalen“Kulm-Fazies eingeführt. Der Übergang zwischenbeiden Fazies liegt in der Herzkamper Mulde und wirddurch die Ausgliederung der Riescheid-Subformationder Steinberg-Formation gekennzeichnet (KORN inAMLER & GEREKE 2003; KORN, dieser Band).

Vesdre-Formation PAPROTH et al. (1983)

1971a Oberer Dolomit. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie: Taf. 1.

1971b Oberer Dolomit. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie: 11.

1979 Formation der Weser-Dolomite. – BOONEN & KASIG:131.

1980a Oberer (dunkler) Dolomit. – KASIG: 73. 1980b Upper (dark) Dolomite. – KASIG: 47. 1982 Vesder dolostone Formation. – SWENNEN et al.: 243.*1983a Vesdre Formation PAPROTH et al.: 227 [cum lit.]. 2001 Vesdre Formation. – POTY et al.: 78. 2002 Vesdre-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

Weitere Literatur: PAUL (1937a, c), SWENNEN & VIAENE (1985).

Lithologie: Folge von dunkelbraunen bis graubrau-nen, dunklen, grobsparitischen Dolomitsteinen, z. T.mit zahlreichen Pelmatozoen-Fragmenten. Charakte-ristisch ist eine groblöchrige, kavernöse Verwitterung.Die Basis der Formation ist entsprechend der allmäh-lich einsetzenden Dolomitisierung graduell. Die Ober-grenze ist stets erosiv.

Datierung: : Mittleres Hastarium – frühes Molinia-cium; Basis und Top der Formation sind diachron. ImAachener Raum setzt die Formation direkt über derPont d’Arcole-Formation im Tn 2b ein; im Vesdre-Massiv geht sie erst im höheren Tn 2b oder im Tn 2caus den Kalken der unterlagernden Landelies-Forma-tion hervor. Es liegen nur wenige datierbare Forami-niferen-Faunen vor. Die älteste, aus Hastenrath be-kannte Fauna (LIPINA 1962) mit Bisphaera irregularis,Chernyshinella glomiformis und Palaeospiroplectam-mina chernyshinensis gehört in die Foraminiferen-Zone Cf1α’’’ (= heutiges Cf 1β–γ; = Tn 2b–c: spä-tes Hastarium; vgl. auch CONIL et al. 1964). CONIL &PAPROTH (1968) erwähnten aus der gleichen Lokali-tät auch „Endothyra (ohne Knoten)“ und „Palaeo-spiroplectammina (ziemlich häufig)“ und gingenangesichts fehlender tuberkulierter Endothyriden voneiner jüngsten Einstufung in den ÜbergangsbereichTn 2/Tn 3 aus, d. h. in das höchste Hastarium. In Ost-Belgien ist eine weitere, jüngste Foraminiferen-Fau-na aus dem frühen Moliniacium (Cf 4α2) bekannt(s. o.). Obwohl KASIG unter Bezug auf die angeführ-te Foraminiferen-Fauna und aus lithostratigraphischenGründen (fehlende Chert-Niveaus; s. o.) in seinen Ar-beiten im Raum Aachen auf eine Obergrenze im Tn 3aschloss, könnte damit die Schichtfolge wesentlichhöher, gegebenenfalls noch bis in das Unter-Visé rei-chen. Nach der Mächtigkeitsreduktion gegenüber Ost-Belgien ist jedoch entsprechend KASIG (loc. cit.) einebis in das Tn 3a hinuntergreifende Erosion nicht aus-zuschließen.Mächtigkeit: In Ost-Belgien ca. 150 m (POTY et al.2001), im Raum Aachen rd. 80 m (BOONEN & KASIG

1979; KASIG 1980b).Fauna und Flora: Spärliche Foraminiferen (LIPINA

1962; CONIL et al. 1964; CONIL & PAPROTH 1968), un-bestimmbare Syringoporen, Zaphrentiden, Spirife-riden und Pelmatozoen-Oszikel.Vorkommen: Ost-Belgien (Vesdre-Massiv), RaumAachen, Untergrund der Niederrheinischen Bucht(Bohrung Süchteln-Sittard; Bohrung Wachtendonk –dort nicht zwischen Pont d’Arcole- und Vesdre-For-mation zu unterscheiden). Besonders gute Aufschlüs-se finden sich im Steinbruch der Hastenrather Kalk-werke (ehem. Stbr. Witwe Meyer) bei Eschweiler-Hastenrath. GK 25, Bl. 5203 Stolberg (Rheinland),R 2519400, H 5627750.Bemerkungen: Im Velberter Antiklinorium gibt esoffenbar kein Äquivalent der Vesdre-Formation. Aller-dings ist dort die Hangendgrenze der Pont d’Arcole-Formation nicht zweifelsfrei belegt; möglicherweisesetzte sich die pelitische Sedimentation stark konden-siert im Ivorium fort oder fiel der Erosion durch dieüberlagernde Richrath-Subformation anheim.


Terwagne-Formation PAPROTH et al. (1983)

pt. 1963 Kohlenkalk. – PAPROTH et al.: 129, 130.pt. 1971a Oberer Kohlenkalk und Visé-Kalk. – ARBEITSGEMEIN-

SCHAFT Dinantium-Stratigraphie: Taf. 1.pt. 1971b Oberer Kohlenkalk und Viséum-Kalk. – ARBEITSGE-

MEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie: 11–12.pt.*1983a Terwagne Formation PAPROTH et al.: 225.

2001 Terwagne Formation. – POTY et al.: 85 [cum lit.].pt. 2002 Vichttal-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.pt. 2002 Lives-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

Weitere Literatur: PAUL (1937a, b, c, 1940), GREBE (1957),KASIG (1980a, b), BOONEN & KASIG (1979), CONIL & PAPROTH

(1968), PAPROTH et al. (1983a), ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie (1971a, b) [in diesen Arbeiten auch ältere Litera-tur].

In ihrem Verbreitungsgebiet in Belgien überlagert dieTerwagne-Formation ältere Formationen mit Schicht-lücke. In ihrem Typusprofil besteht sie im unteren Teilaus Dolo-Brekzien sowie dünnbankigen karbonati-schen Mudstones und peloidalen Grainstones. Dermittlere und obere Teil ist in Peritidal-Fazies entwi-ckelt (oolithische und peloidale Grainstones, karbo-natische Mudstones/Packstones mit Fenstergefügen);dünne Bänke aus Crinoiden-Grainstones/Packstonessind dort eingeschaltet (POTY et al. 2001).

Für das östlichste Belgien und das Aachener Karbonkonnte hier gezeigt werden, dass die Belle Roche-Formation zumindest ein partielles Äquivalent derTerwagne-Formation ist und lateral in den Vaugha-nites-Oolith übergeht. Untere und Obere Zyklenfolge(KASIG 1980a, b) sind faziell und auch bio- und te-phrostratigraphisch ebenfalls in die Terwagne-Forma-tion zu stellen. Für diese informellen Schichtgliederwerden die Begriffe Hastenrath-Subformation [nov.],Bärenstein-Subformation [nov.] und Bernardsham-mer-Subformation [nov.] eingeführt.

Die fälschliche Korrelation der Bentonit-Bank M mitder Banc d’Or de Bachant führte in WEYER et al.(2002, nach einer Manuskriptfassung der vorliegen-den Arbeit) zur Benennung einer Vichttal-Formationfür Hastenrath-Sandstein/Vaughanites-Oolith und un-terer Zyklenfolge und der Korrelation von ObererZyklenfolge und überlagernder Coated Grain-Folgemit der Lives-Formation.

Vorkommen: Die Terwagne-Formation ist im südli-chen und östlichen Belgien verbreitet (northern DinantSedimentation Area, eastern Namur SedimentationArea und Condroz Sedimentation Area, HANCE et al.2001; POTY et al. 2001) sowie im Aachener Karbon,welches als östlichster übertage aufgeschlossenerBereich des Condroz-Sedimentationsbereiches geltenmuss (loc. cit.); biostratigraphische Äquivalente sindaus der Bohrung Wachtendonk im Untergrund derNiederrheinischen Bucht bekannt.

Hastenrath-Subformation [nov.]

1937d Vaughanites-Oolith. – PAUL: 31, Vergleichstabelle.1979 Vaughanites Oolith. – BOONEN & KASIG: 131.1980a Vaughanites-Oolith. – KASIG: 76.1980b Vaughanites Oolite. – KASIG: 47.1980b Hastenrath Sandstone. – KASIG: 46, 48.1980b Fibrous (palisade) Calcite Spar. – KASIG: 47.1983a Vaughanites Oolith. – PAPROTH et al.: 227.1983a Hastenrather Sandstein. – PAPROTH et al.: 215.2002 Vaughanites-Oolith (Vichttal-Formation pt.). – WEYER

et al.: Tabelle.

Weitere Literatur: PAUL (1937a, c), CONIL & PAPROTH (1968).

Ableitung des Namens: Nach der Ortschaft Hastenrath imAachener Kohlenkalk-Gebiet.

Typuslokalität: Steinbruch der Hastenrather Kalkwerke(ehem. Stbr. Witwe Meyer) bei Eschweiler-Hastenrath, Aachen(HERBST et al. 1960; KASIG 1980a; PAPROTH et al. 1983a). GK 25,Bl. 5203 Stolberg (Rheinland), R 2519400, H 5627750.

Lithologie: Massig auftretende, hell- bis mittelgraue,reinweiß verwitternde, oolithische, horizontweise on-kolithische Kalkarenite bis Kalkrudite. Die basalenBereiche der Formation füllen in der Regel Karst-taschen in der Vesdre-Formation aus; die höchstenAbschnitte bestehen vorwiegend aus Pelmatozoen-Detrituskalksteinen mit eingeschalteten Linsen ausmikritisierten Ooiden; damit geht die Formation faziellin die hangende Bärenstein-Subformation über (aus-führliche Beschreibung in KASIG 1980a, 1980b).

An der Basis der Subformation tritt ein nach Südwes-ten mächtiger werdender Palisadenkalzit (Spathori-zont) auf, der bis 2 m große Hohlräume im Paläokarstverfüllen kann. Der Palisadenkalzit-Horizont fehlt imRaum Eschweiler – Hastenrath, d. h. im östlichenAusstrichbereich des Aachener Kohlenkalks. Dortbeginnt die Hastenrath-Subformation mit dem maxi-mal 0,6 m mächtigen Horizont des Hastenrath-Sand-steins. Er ist ein blassgelber, fein- bis mittelkörniger,karbonatischer Sandstein mit grobkörniger bis kon-glomeratischer Basis; letztere führt Sandstein- undDolomit-Lithoklasten. Er geht im Hangenden in grob-körnige Crinoiden-Kalksteine und anschließendschnell in die oolithische Normalfazies der Hasten-rath-Subformation über.

Datierung: Späteres Moliniacium. Biostratigraphi-sche Datierungen im Aachener Karbon fehlen. Nachden jüngsten Altern aus der unterlagernden Vesdre-Subformation (Cf 4α2) und Einstufung der überla-gernden Bernardshammer-Subformation und derNeffe-Formation in die Korallen-Zone RC 5 (etwaCf 4γ−δ und frühes Cf 5) sowie der Neffe-Formati-on in die Foraminiferen-Zone Cf 4δ, vermutlich einAlter des Cf 4β (V 1b). Angesichts der im AachenerKarbon gegenüber Ost-Belgien tiefer greifenden Ver-karstung der Vesdre-Formation ist eine ältere Basis


nicht ausgeschlossen. So haben auch POTY et al.(2001: Abb. 5) auf die diachrone Basis der Formationhingewiesen.

Mächtigkeit: Bis 20 m (KASIG 1980b).

Fauna und Flora: Vaughanites flabelliformis PAUL

und Schizophoria resupinata (MARTIN) (KASIG 1980a:64) sowie die Conodonten-Taxa Spathognathodus,Cavusgnathus, Polygnathus und Pseudopolygnathus(V 1a–b; MEISCHNER in KASIG 1980a). Das Mikropro-blematikum Archaesphaera und die Kleinforaminiferen,„Earlandia vulgaris var. minor RAUZER-CHERNOUSSOVA“ (= Earlandia ex. gr. clavatulaHOWCHIN), ziemlich häufige Palaeospiroplectamminaund untuberkulierte Endothyra sp. stammen aus denbasalen Crinoidenkalken in Hastenrath und wurden inden Übergangsbereich Tn 2 – Tn 3 (= höchstesHastarium) gestellt (CONIL & PAPROTH 1968). Ange-sichts der Ähnlichkeit mit einer von den selben Auto-ren aufgelisteten Faunula aus der Vesdre-Formation(s. o.) und der lithostratigraphischen Situation derCrinoidenkalke sind die Foraminiferen mit Sicherheitaufgearbeitet.

Bärenstein-Subformation [nov.]

1980a Untere Zyklenfolge. – KASIG: 82.1980b Lower Cyclic succession. – KASIG: 48ff.

pt. 1983a Zyklenfolge. – PAPROTH et al.: 231.

Ableitung des Namens: Nach den klassischen, bereits vonDANTZ (1893) und PAUL (1937d) beschriebenen, heute aberschlecht aufgeschlossenen Steinbrüchen am Bärenstein zwi-schen Büsbach-Bauschenberg und dem Vichttal, westlich desSteinbruchs Binsfeldhammer am Nordflügel der BurgholzerMulde. GK 25, Bl. 5203 Stolberg (Rheinland), R 2516300,H 5624300.

Typuslokalität: Als gemeinsame Typuslokalität für Bären-stein-Subformation und überlagernde Bernardshammer-Subfor-mation wird der Steinbruch Bernardshammer gewählt (GK 25,Bl. 5203 Stolberg (Rheinland), R 2517800, H 5624500), wel-cher die vollständigste Visé-Abfolge des Aachener Kohlenkalkserschließt und wohl einer der ältesten Steinbrüche im Vichttalist (KASIG 1980a).

Lithologie: Die Bärenstein-Subformation beginnt mitdunklen feinkörnigen Kalksteinen im Hangenden hel-ler, grobkörniger Crinoiden-Grainstones mit einge-schalteten Oolith-Linsen der Hastenrath-Subforma-tion (KASIG 1980a: Steinbruch Bernardshammer, Bank6); der Übergang ist graduell. Die Subformation bil-det eine Karbonatsequenz aus drei shallowing-upward-Hauptzyklen sowie zahlreichen Subzyklen. Es über-wiegen unvollständige Zyklen (idealer Zyklus u. a. inKASIG 1980a, b). Die untere Sequenz ist eine dunkel-graue bis schwarze, bituminöse Kalzilutit/Mergel-schiefer-Wechselfolge. Die mittlere Sequenz bestehtaus feinkörnigen Kalkareniten und Kalklutiten (darunterAlgenlaminite) mit einem zumindest lokal ausgebilde-

ten, charakteristischen slumping-Horizont, der auchin der Terwagne-Formation in Belgien zu beobachtenist (KASIG 1980a). Die Basis des dritten Zyklus wirdvon einer auffälligen sedimentären Brekzie aus grau-grünen Mergeln gebildet, in denen bis faustgroßeKalzilutit- und Kalkarenitgerölle schwimmen (Brekzie1, KASIG 1980a, b).Datierung: Spätes Moliniacium. BiostratigraphischeDaten aus dem Aachener Karbon fehlen. Nach Vergleichmit der unterlagernden Hastenrath-Subformation, derüberlagernden Bernardshammer-Subformation undder folgenden Neffe-Formation etwa Cf 4β–γ.Mächtigkeit: Bis 15 m (KASIG 1980a).Fauna und Flora: Ostracoden, Syringopora sp.,Rhynchonella sp. (PAUL 1937d); Taxonomie der imWesentlichen glattschaligen Ostracoden in PAUL

(1937d, 1938a) und KUMMEROW (1939); cm-langePflanzenreste (KASIG 1980a). In älteren Arbeiten ge-nannte Makrofaunen aus dem „Oberen Kohlenkalk“dürften nach der faziellen Entwicklung weitestgehendaus der Bernardshammer-Subformation stammen.

Bernardshammer-Subformation [nov.]

1980a Obere Zyklenfolge mit Banc d’Or. – KASIG: 85.1980b Upper Cyclic succession. – KASIG: 49.

pt. 1983a Zyklenfolge. – PAPROTH et al.: 231.pt. 2002 Lives-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

Die fälschliche Korrelation der Bentonit-Bank M mit der Bancd’Or de Bachant führte in WEYER et al. (2002, nach einerManuskriptfassung der vorliegenden Arbeit) zur Korrelationvon Bernardshammer-Subformation (= Oberer Zyklenfolge)und überlagernder Coated Grain-Folge mit der Lives-Forma-tion.

Ableitung des Namens: Nach dem Steinbruch Bernards-hammer im Vichttal südöstlich Stolberg, am Südflügel der Burg-holzer Mulde. GK 25, Bl. 5203 Stolberg (Rheinland),R 2517800, H 5624500.

Typuslokalität: Als gemeinsame Typuslokalität für Bernards-hammer-Subformation und unterlagernde Bärenstein-Sub-formation wird der Steinbruch Bernardshammer gewählt(GK 25, Bl. 5203 Stolberg (Rheinland), R 2517800,H 5624500), welcher die vollständigste Visé-Abfolge desAachener Kohlenkalks erschließt und wohl einer der ältestenSteinbrüche im Vichttal ist (KASIG 1980a).

Lithologie: Die Brekzien-artige Bentonit-Bank M (=Brekzie 2 sensu KASIG 1980a, b, non Banc d’Or deBachant auct.!) bildet die Basis der Bernardshammer-Subformation. Sie greift erosionsdiskordant in dieBärenstein-Subformation ein. Die 0,8–1,2 m mächti-ge Bank besteht aus unsortierten, bis kopfgroßenKalksteingeröllen in einer graugrünen bis gelben Mer-gelmatrix. Die darüber folgende Karbonatfolge be-steht aus im Durchschnitt 4 m mächtigen, überwie-gend vollständigen fünf-phasigen fining-upward/shal-lowing-upward-Zyklen, die mit sedimentären Brekzien


beginnen und über Intraklasten- und Foraminiferen-reiche Kalkarenite in Cortoid-reiche Kalkarenite,Kalzilutite und schließlich Algenlaminite übergehen.

Datierung: Spätes Moliniacium. Wichtigster biostra-tigraphischer Marker ist die im Hangenden der Brek-zie 2 vorkommende rugose Koralle Dorlodotia (D.)briarti SALEÉ (PAUL 1937d) als Index der Korallen-Zone RC5 (Cf 4γ – frühes Cf 5; s. o.). Die Einstufungder überlagernden Neffe-Formation in das Cf 4δ legtdamit ein Alter des Cf 4γ (oberes Visé V 1b) nahe.Mächtigkeit: Bis 50 m (KASIG 1980a).Fauna und Flora: PAUL (1937d) nannte Dorlodotia(D.) briarti, assoziiert mit Chonetes broili, Linopro-ductus rhenanus und dem Gastropoden Phanerotinuscristatus. Neben zahlreichen, nicht weiter bestimm-ten glattschaligen Ostracoden listete KASIG (1974,1980a) eine relativ reiche Foraminiferen-Fauna auf:Archaesphaera inaequalis, Brunsia sp., Earlandiaelegans, E. minor, Endospiroplectammina sp., En-dothyra sp., Granulifera sp., Mendipsia sp. nov.,Pachysphaera pachysphaerica, Palaeospiroplectam-mina sp., Paradainella sp., Parathurammina sulei-manovi, Septabrunsiina sp., Spiroendothyra sp.,Spinolaxina pauli, Tournayella discoidea, T.discoidea maxima, Tournayella sp. Sie sind wie dievon PAUL (1938a) und KASIG (1980a) aufgeführtenKalkalgenfloren revisionsbedürftig (HERBIG, dieserBand).Die genaue lithostratigraphische Herkunft der in älte-ren Arbeiten aufgeführten Makrofauna (KASIG 1980anach VON DECHEN 1866; BEISSEL 1875; DANTZ 1893und HOLZAPFEL 1910, nicht revidiert) ist unklar undgenerell „Oberer Kohlenkalk“, d. h. Bay-Bonnet-Grup-pe (LALOUX et al. 1996a, 2000). Nach den Beschrei-bungen von KASIG (1980a) und der faziellen Entwick-lung der Moliniacium-Abfolge dürfte der größte Teilder Fauna aus der Bernardshammer-Subformation,z. T. auch aus der überlagernden Neffe-Formationstammen: Chonetes papilionacea, Dielasma cf.hastatum, Orthis resupinata, Productus cora, Pro-ductus corrugatus, Productus striatus, Productussemireticulatus, Terebratula succulus, Gyroceras sp.,Euomphalus pentagulatus, Straparollus cf.crotalostomus, Syringopora ramulosa, Clisiophyllumflexuosum, Lithostrotion irregulare, Lonsdaleiaduplicata.

Neffe-Formation PAPROTH et al. (1983)

pt. 1963 Kohlenkalk. – PAPROTH et al.: 129, 130.pt. 1971a Oberer Kohlenkalk und Visé-Kalk. – ARBEITSGEMEIN-

SCHAFT Dinantium-Stratigraphie: Taf. 1.pt. 1971b Oberer Kohlenkalk und Viséum-Kalk. – ARBEITSGE-

MEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie: 11–12.1980a Coated-grain-Folge. – KASIG: 89.

1980b Coated grain succession. – KASIG: 50.* 1983a Neffe Formation PAPROTH et al.: 220.

1983a Coated grain Succession. – PAPROTH et al.: 210.pt. 2002 Lives-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

Die fälschliche Korrelation der Bentonit-Bank M mit der Bancd’Or de Bachant führte in WEYER et al. (2002, nach einerManuskriptfassung der vorliegenden Arbeit) zur Korrelationvon Bernardshammer-Subformation (= Obere Zyklenfolge) undüberlagernder Coated Grain-Folge mit der Lives-Formation.

Lithologie: Nach KASIG (1980a, b) wird die Grenzezwischen Terwagne-Formation bzw. Bernardsham-mer-Subformation (Oberer Zyklenfolge) und Neffe-Formation (Coated Grain-Folge) an die Obergrenzedes mit Brekzie 4 beginnenden shallowing-upward-Zyklus gelegt, denn im Hangenden fehlt eine zyklischeEntwicklung weitgehend. Die Neffe-Formation imAachener Karbon besteht im Wesentlichen aus einerOoid- und Cortoid-reichen Abfolge. Ihre Ausbildungentspricht damit der Neffe-Formation in ost-belgischer Moha-Fazies (LALOUX et al. 1996a, b; POTY

et al. 2001). Auffällig sind eine Gastropoden-Bank naheder Basis sowie eine stromatolithische Bank und eineProductiden-Bank nahe der Obergrenze der Formati-on, welche von einem Paläokarst erosiv abgeschnit-ten wird.

Datierung: Die Abfolge wird aufgrund ihrer faziellenAusbildung mit der Neffe-Formation Belgiens korre-liert und gehört damit in das späteste Moliniacium(Cf4δ bzw. V 2a; POTY et al. 2001). Die an der Basisdes Liviums (Cf 5) liegende „Banc d’Or de Bachant“ist im Aachener Karbon nicht nachgewiesen, und nur„Koskinotextularia cf. nibelis“ könnte möglicherweisedas basale Livium indizieren. Biostratigraphische Da-ten aus dem Aachener Karbon fehlen.

Mächtigkeit: Ca. 36 m (KASIG 1980a).

Fauna und Flora: Makrofaunen, deren genaue stra-tigraphische Zordnung nicht bekannt ist, werden un-ter der Bernardshammer-Subformation der Terwagne-Formation aufgeführt. KASIG (1980a) nannte eine re-visionsbedürftige Foraminiferen-Fauna aus der Pro-ductiden-Bank unmittelbar im Liegenden der erosivenOberkante der Formation: Archaediscus cf. concavus,Archaediscus sp., Archaesphaera inaequalis, Brunsiaspirillinoides, Brunsia sp., Endospiroplectamminasp., Endothyra sp., Eostaffella minor, E. parastruvei,Eostaffella sp., Glomospiranella aff. dainae, Kos-kinotextularia cf. nibelis, Mediocris sp., Pachy-sphaera pachysphaerica, Palaeospiroplectamminamellina, P. cf. chernychinensis, Palaeospiroplectam-mina sp., Parathurammina suleimanovi, Planoen-dothyra sp., Plectogyranopsis ampla, Tournayella sp.

Vorkommen: Die Neffe-Formation ist im südlichenund östlichen Belgien verbreitet (Dinant Sedimenta-tion Area, eastern Namur Sedimentation Area und


Condroz Sedimentation Area, HANCE et al. 2001; POTY

et al. 2001) sowie im Aachener Karbon, welches alsöstlichster übertage aufgeschlossener Bereich desCondroz-Sedimentationsbereiches gelten muss (loc.cit.); biostratigraphische Äquivalente sind im Unter-grund der Niederrheinischen Bucht bekannt (BohrungKrefeld GLA-1).

Heiligenhaus-Formation [nov.]

pt.1963 Kohlenkalk. – PAPROTH et al.: 129, 130.pt.1971a Visé-Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stra-

tigraphie: Taf. 1.pt.1971b Viséum-Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-

Stratigraphie: 11–12.pt.1983a Kalkstein. – PAPROTH et al.: 216.

2002 Ratingen-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

Weitere Synonyme: Kohlenkalk von Ratingen. Der in derStratigraphischen Tabelle von Deutschland (WEYER 2002)daraus abgeleitete Name Ratingen-Formation wird wegenHomonymie mit der gleichlautenden Ratingen-Formation desUnter-Oligozäns verworfen.

Weitere Literatur: PAUL (1937a, b, d, 1938a, 1939b, 1940),BÖGER (1962), FRANKE et al. (1975), CONIL & PAPROTH (1968),PAPROTH et al. (1983a), AMLER et al. (1994) [in diesen Arbeitenauch ältere Literatur].

Die Heiligenhaus-Formation (Abb. 3) umfasst denjüngeren Anteil der unterkarbonischen Karbonat-sequenz an der Nordflanke des Velberter Sattels imBereich zwischen Ratingen und dem Profil Kopfsta-tion-Neviges. Über der im gesamten Verbreitungs-gebiet verfolgbaren Richrath-Subformation folgt dieCromford-Subformation, welche die rechtsrheinischeFlachwasser-Fazies der Anglo-Brabanter Plattform imRaum Ratingen repräsentiert. Letztere geht zwischenRatingen und Heiligenhaus in eine kalziturbiditischeSchelfrand-Fazies über (Zippenhaus-Subformation[nov.]).

Die Fazies der Richrath-Subformation ist auch süd-östlich des Profils Kopfstation-Neviges im Bereich derHerzkamper Mulde nachweisbar und kann dort bis aufwenige Zentimeter Mächtigkeit reduziert sein. Sie bil-det dort die Basis der Kohleiche-Subformation derSteinberg-Formation (KORN in AMLER & GEREKE 2003;KORN, dieser Band).

Richrath-Subformation [nov.]

1962 Richrather Kalk. – BÖGER: 157.1971a Richrather Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stra-

tigraphie: Taf. 1.1971b Richrather Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stra-

tigraphie: 12.1975 Richrath Limestone. – FRANKE et al.: 321.1983a Richrather Kalk. – PAPROTH et al.: 224.Synonyme: Erdbacher Kalk des Velberter Sattels sensu PAUL

(1937a, b, d, 1938a, 1940).

Typuslokalität: Ursprünglich der inzwischen mit Müll ver-füllte Steinbruch Sondern, nordöstlich Velbert; GK 25, Bl. 4608Velbert R 742900, H 914900 (BÖGER 1962: 157). Als Ersatzwird der zurzeit einzige übertägige Aufschluss in der Nähe, derunter Schutz stehende, aber schwierig zugängliche SteinbruchVelbert-Hefel gewählt [GK 25, Bl. 4608 Velbert, R 732800,H 917800]. Aus dem gleichen Raum stammt auch die von PARK

(1983) vorgestellte Bohrung Velbert-4. Die Subformation istbesonders gut, aber geringmächtig auch in der Typuslokalitätder Zippenhaus-Subformation aufgeschlossen (s. u.; Abb. 3).

Lithologie: „Dunkler, fester, feinspätiger bis dichter,oft detritischer, pyritreicher und bituminöser Kalk mitPhosphoritkonkretionen, die an der Basis stark ange-reichert sind. Die Berührungsfläche der untersten Bankmit den liegenden Schiefern ist oft uneben und scheintsich mit den Schiefern zu verzahnen“ (BÖGER 1962).Es handelt sich um eine geringmächtige Folge vonbioklastischen Kalksteinen (Biosparite, Biomikrospa-rite), Mergeln und karbonatischen Schiefern mit rei-cher Biogenführung; charakteristisch sind angulare bisangerundete, bis 1 cm durchmessende Phosphorit-Klasten. Korngröße, Karbonatanteil und Mächtigkeitnehmen in östlicher Richtung ab. Vielfach ist ein gra-dueller Übergang in die beiden hangenden Subfor-mationen zu beobachten.Datierung: Im allgemeinen spätestes Ivorium – frü-hestes Moliniacium (nach Neudefinition der GrenzeTournaisium/Viséum spätestes Tournaisium) mit Co-nodonten-Mischfaunen der unteren, mittleren undoberen Polygnathus carinus-Zone und der anchoralis-latus-Zone, d. h. des Tn 3a–c (FRANKE et al. 1975).PAPROTH et al. (1976) weisen auch auf aufgearbeite-te Conodonten (Siphonodella) des Tn 2 undConodonten des V 1a (Gn. homopunctatus) hin. Ei-gene Proben aus dem neu gewählten Typusprofil be-stätigen die Existenz des V 1a (HERBIG et al. 2001).Auch die Foraminiferen (Brunsia sp., Endothyrapietoni, Endospiroplectammina conili?) weisen aufeine Position direkt an der Wende Tournaisium/Viséumhin (PAPROTH et al. 1976).Nur in der äußersten Ostecke des aufgelassenen Stein-bruchs Ratingen-Cromford (Blauer See) lassen sichdie Leitformen des Tn 3a – unteren Tn 3c ungegl.(Polygnathus carinus), des mittleren Tn 3c (Spa-thognatodus bultyncki, Dollymae bouckaerti) und desbasalen oberen Tn 3c (Scaliognathus anchoralis,Doliognathus latus) in einer 17,6 m mächtigenSchichtenfolge als eigenständige Conodonten-Zonennachweisen (PAPROTH et al. 1976). Diese das gesam-te Ivorium umfassende, in ihrer Fazies nicht beschrie-bene Kalksteinfolge wird hier der Richrath-Subfor-mation zugeordnet.Mächtigkeit: Ratingen-Cromford: ca. 4,3 m (PAUL

1937d), nur in der äußersten Ostecke des ehemaligenSteinbruchareals 17,6 m; an der ursprünglichen Typ-lokalität (Sondern) 0,4 m; nach Südosten weitere Mäch-


tigkeitsverringerungen bis auf wenige cm (Profile inder Herzkamper Mulde; vgl. FRANKE et al. 1975).Fauna und Flora: Die Richrath-Subformation enthälteine reiche Mikro- und Makrofauna: Foraminiferenund Conodonten (BÖGER 1962; PAPROTH et al. 1976;FRANKE et al. 1975), Korallen (Zusammenstellung inWEYER 2000), Trilobiten (HAHN & HAHN 1968, 1982;HAHN et al. 1980), Echinodermen (Holothurien undOphiocistoiden: WEBER 1997) sowie Brachiopoden,Bryozoen, Ostracoden, Gastropoden, Bivalven undCephalopoden (Krotovia aculeata, Plicatifera tho-masi, P. plicatilis, Pustula pyxidiformis, Thomasinamargaritacea, ?Reticularis sp., Pericyclus sp., mög-licher Herkunftsort eines Prolecanites ceratoides;PAUL 1937d).Bemerkungen: Der Richrather Kalk sensu BÖGER

(1962) wird hier formell in den Rang einer Subfor-mation überführt.An der Basis des Richrath-Kalksteins kommt es zustarker Kondensation, zu Schichtausfall oder sogarzur Aufarbeitung; die Schichtlücke reicht von derisosticha-Späten crenulata-Zone bis zur anchoralis-latus-Zone (Tn 3a – Tn 3c).Die Genese des Richrath-Kalksteins ist Gegenstandkontroverser Diskussionen. Grund dafür ist der ero-sive Basiskontakt. PAUL (1937d, 1938a) und CONIL &PAPROTH (1968) deuteten ihn als Aufarbeitungs-horizont nach vorausgegangener Sedimentations-unterbrechung. PAUL (1937d) vermutete daher einentransgressiven Charakter der Visé-Stufe, bei der seineTIII und TIV-Zone bei Ratingen ausfallen sollten. BÖGER

(1962) lehnte dies aufgrund der von ihm durch Cono-donten nachgewiesenen vollständigen Schichtenfolgeab. FRANKE et al. (1975) deuteten den Richrath-Kalk-stein als den Beginn einer Neubesiedelung des Meeres-bodens durch Kalk-produzierendes Benthos nach derAblagerung der pelitischen Sedimente der „Zwischen-schiefer“ (= Pont d’Arcole-Formation).

Cromford-Subformation [nov.]pt. 1963 Kohlenkalk. – PAPROTH et al.: 129.pt. 1971a Visé-Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stra-

tigraphie: Taf. 1.pt. 1971b Viséum-Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-

Stratigraphie: 12.pt. 1975 Carboniferous limestones above Richrath Lime-

stone. – FRANKE et al.: 322.pt. 1983a Kalkstein. – PAPROTH et al.: 216.Weitere Literatur: PAUL (1937a, b, d, 1938a, 1939b, 1940),BÖGER (1962), FRANKE et al. (1975), CONIL & PAPROTH (1968),AMLER et al. (1994) [in diesen Arbeiten auch ältere Literatur].Ableitung des Namens: Nach dem Profil von Ratingen-Crom-ford (vgl. AMLER et al. 1994 nach PAPROTH & STREEL 1982, u. a.).Typuslokalität: Steinbruch Blauer See, Ratingen-Cromford;GK 25, Bl. 4607 Heiligenhaus, R 256000, H 5686160.

Lithologie: Meist gut gebankte Kalksteine in bis 1 mmächtigen Bänken, vor allem im oberen Bereich voll-ständig dolomitisiert; hellgrau bis dunkelgrau, grau bisrostbraun und sandig gelblich verwitternd. Petrogra-phische Leithorizonte fehlen.Es dominieren Biosparite und Biosparrudite mit z. T.sehr grobem Fossilschutt (Brachiopoden, rugose Ein-zelkorallen, Foraminiferen, Kalkalgen) und bis 10 cmgroßen Intraklasten (Kalkbrekzienbänke), Pelsparitemit Aggregatkörnern und kleinen, gut sortierten Bio-klasten sowie Oosparite (FRANKE et al. 1975).Datierung: Nach Foraminiferen und Kalkalgen sowieder biostratigraphischen Einstufung der unterlagern-den Richrath-Subformation Moliniacium (V 1a –V 2a). Die ersten diagnostischen Foraminiferen-Fau-nen treten etwa 28 m über der Basis der Subformationauf (PAPROTH et al. 1976, vgl. auch Zusammenstel-lung in AMLER et al. 1994). Der in Deutschland gene-rell als Leitform für die Basis des Viséums benutzteConodont Mestognathus findet sich erstmals 20 müber der Untergrenze der Subformation. Nachdem diebeiden eng verwandten Arten M. praebeckmanni undM. beckmanni generell schon in der höherenanchoralis-latus-Zone auftreten, kann das Erstauf-treten nicht mehr als indikativ angesehen werden(HERBIG & STOPPEL, dieser Band).Die stratigraphische Reichweite ist wegen der Dolo-mitisierung der höheren Partien und der erosionsdis-kordanten Überlagerung durch Oligozän sowie plio-zäne Rheinschotter (vgl. RICHTER 1996) unbekannt;nach WEYER (2000) sprechen die Makrofauna sowieeinige Korallen auch noch für die Existenz des Hol-keriums (= Liviums) in den höchsten Anteilen derSchichtfolge.Mächtigkeit: In der Typuslokalität ca. 160 m.Fauna und Flora: Ausführliche Fossillisten findensich in der in den 30er Jahren des letzten Jahrhun-derts erschienenen Monographie-Reihe „Die Faunades deutschen Unterkarbons“ (SCHMIDT 1930; KÜH-NE 1930; PAECKELMANN 1930, 1931; NEKHOROSHEV

1932; PAUL 1937d; KUMMEROW 1939; RICHTER &RICHTER 1951; LIEBUS 1932) sowie in PAUL (1939b).Diese Taxa basieren z. T. auf der Arbeit von GOLDFUSS

(1833–41). Wenige Organismengruppen wurdenmodern bearbeitet (HAHN & HAHN 1968; AMLER, die-ser Band). Einen Überblick über die aus der Literaturbekannten Korallen gibt WEYER (2000).

Zippenhaus-Subformation [nov.]

pt. 1963 Kohlenkalk. – PAPROTH et al.: 129.pt. 1971a Visé-Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stra-

tigraphie: Taf. 1.pt. 1971b Viséum-Kalk. – ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-

Stratigraphie: 12.


pt. 1975 Carboniferous limestones above Richrath Lime-stone. – FRANKE et al.: 322.

1983 Velbert Limestone. – EDER et al.: 104.pt. 1983a Kalkstein. – PAPROTH et al.: 216.

Weiteres Synonym: Velberter Kalk.

Weitere Literatur: PAUL (1937a, b, c, d, 1938a, 1939b, 1940),BÖGER (1962), CONIL & PAPROTH (1968), PAPROTH et al. (1976),AMLER et al. (1994), RICHTER & AMLER (1994) [in diesen Arbei-ten auch ältere Literatur].

Ableitung des Namens: Nach dem „Steinbruch Zippenhaus“südlich des Weilers Zippenhaus zwischen Velbert und Langen-berg (Abb. 3). Der Begriff „Velbert-Formation“ (EDER et al. 1983)ist durch die famennische Schichtenfolge präokkupiert (s. o.)und daher nicht benutzbar.

Typuslokalität: Ehem. Steinbruch Zippenhaus östlich Velbert;GK 25, Bl. 4608 Velbert, R 760700, H 894300.

Lithologie: Eine Kalziturbiditfolge aus gut gebankten,bioklastischen Kalksteinen, makroskopisch mit gra-dierter Schichtung oder strukturlos, z. T. mit Dach-ziegellagerung, basalen Erosionsstrukturen und ein-zelnen auskeilenden Schichten. Einzelbänke besitzenMächtigkeiten zwischen wenigen mm und 2,5 m; siesind lateral zwischen 10 und 500 m zu verfolgen. EineKorrelation zwischen einzelnen Aufschlüssen ist nichtmöglich. Geringmächtige Einschaltungen vonSchwarzschieferlagen und Tuffitbändern (Bentoniten)treten vereinzelt auf. Die Komponentengröße variiertzwischen 100 µm und 1 m. Das Komponentenspek-trum umfasst oft stark zerbrochene oder korrodierteBioklasten von allen Karbonat produzierenden Orga-nismengruppen des flachen Wassers, häufige Intra-klasten sowie Peloide und Ooide. Partienweise ist dasGestein dolomitisiert; Silifizierungen sind selten(FRANKE et al. 1975; EDER et al. 1983).

Datierung: Frühes Moliniacium bis spätes Warnan-tium (V 1 – V 3b nach PAPROTH et al. 1976; nach PARK

1983 mindestens bis in das V 3bγ, höchstwahrschein-lich jedoch bis in das V 3c [nodosus-Conodonten-Zone] reichend). Die Basis der Formation wurde inzahlreichen Profilen durch Mestognathus (siehe je-doch unter Cromford-Subformation) sowie entspre-chende Foraminiferen-Assoziationen an die Basis desViséums gelegt (CONIL & PAPROTH 1968; PAPROTH etal. 1976; FRANKE et al. 1975). Dies stimmt mit derObergrenze der unterlagernden Richrath-Subforma-tion überein. In den gut einstufbaren Profilen Sondernund Neviges-Kopfstation lässt sich noch V 3b, in Zip-penhaus oberes V 3b (spätes Asbium) nachweisen. Inanderen Profilen verhindern verarmte Foraminiferen-Faunen im oberen Bereich der Schichtenfolge detail-lierte Datierungen (CONIL & PAPROTH 1968; PAPROTH

et al. 1976). Conodonten-Datierungen durch D. STOP-PEL (frdl. schriftl. Mitt.) ergaben anchoralis-latus-Zone (vermutlich aufgearbeitet; vgl. PAPROTH et al.1976: 112–113) bis nodosa-Zone. Auch PARK (1983)

AbbAbbAbbAbbAbb. 3. 3. 3. 3. 3..... Profil des Steinbruchs Zippenhaus (Typlokalität derZippenhaus-Subformation). Verändert nach PAPROTH et al. (1976).

wies in der Bohrung Velbert-4 die nodosa-Zone (V 3bγ(?) – V 3c) und demnach Brigantium nach.

Mächtigkeit: Die Zippenhaus-Subformation hat inihrem westlichsten Verbreitungsgebiet eine Mächtig-keit von ca. 100 m. Bis in den Raum nördlich Velbert


nimmt sie auf eine Mächtigkeit von 65 m ab. In derTypuslokalität ist sie noch ca. 25 m, an der südöstlichs-ten Verbreitungsgrenze (Profil Neviges-Kopfstation)nur noch etwa 6,5 m mächtig.

Fauna und Flora: Ausführliche Fossillisten sind in derin den 30er Jahren des 20. Jahrhunderts erschiene-nen Monographie-Reihe „Die Fauna des deutschenUnterkarbons“ enthalten (vgl. Literatur unter „Crom-ford-Subformation“); eine kleine Faunenliste findetsich in RICHTER (1996). Abgesehen von Foraminife-ren und Conodonten wurden nur wenige Organismen-gruppen neu bearbeitet (Bivalven und Rostrochon-chia: RICHTER & AMLER 1994; Trilobiten: BRAUCKMANN

1994, cum lit.). WEYER (2000) listete die bekanntenKorallen des späten Arundiums (V 2a), Holkeriumsund Asbiums auf; der Brigantium-Marker Actinocya-thus stammt vermutlich bereits aus dem BereichDieken-Formation/Eisenberg-Formation (s. u.).

Bemerkungen: Die knollige Lithofazies an der öst-lichsten Verbreitungsgrenze (Profil Neviges-Kopfsta-tion) entspricht bis auf eine einzige gut ausgebildeteKalziturbiditbank des V 3b im Top des Profils kaumnoch der Normalfazies der Subformation. Wegen um-gelagerter Flachwasser-Mikrobiota (Foraminiferen,Mikroproblematika) werden die Kalksteine in ihrerGesamtheit noch der Zippenhaus-Subformation zuge-ordnet. FRANKE et al. (1975) stellten die Kalkstein-Abfolge nach dem Auftreten von Mestognathus bisauf den Basalhorizont (= Richrath-Subformation) indas Viséum. Dies wurde von STOPPEL (in BRAUCKMANN

& MEYER 1982) bestätigt, der die Bänke 1–4 in dasV 1 (texanus-Zone) einordnete und die höchste Bank7 mit Gnathodus cf. commutata commutata „wohlbereits in das Visé 3“.

Äquivalente der Zippenhaus-Subformation lassen sichim Untergrund der Niederrheinischen Bucht in derBohrung Schwalmtal-1001 in einer Mächtigkeit vonmindestens 52 m nachweisen (MATHES-SCHMIDT &ELFERS 1998, Faziestyp 3). Sie gehören in das späteLivium (Foraminiferen-Zone Cf 6γ).

Dieken-Formation KORN (2003)1971a Übergangsschichten. – ARBEITSGEMEINSCHAFT

Dinantium-Stratigraphie: Taf. 1.1971b Couches de passage („Übergangsschichten“). –

ARBEITSGEMEINSCHAFT Dinantium-Stratigraphie: 12.cf. 1983a Warnant Formation. – PAPROTH et al.: 229.pt. 1996 Schichten mit Posidonia und Goniatiten. – RICH-

TER: Tab. 3.2002 Kuhlendahl-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

* 2003 Dieken-Formation KORN in AMLER & GEREKE

(2003): 239, Spalte R 011 cm 03.

Synonyme: (Obere) Posidonienschiefer im Velberter Sattel(pt.). Der in der Stratigraphischen Tabelle von Deutschland be-

nutzte Name Kuhlendahl-Formation (WEYER 2002, nach einerManuskriptfassung der vorliegenden Arbeit) wird durch diezwischenzeitlich von KORN (2003) formell korrekt eingeführteBezeichnung Dieken-Formation ersetzt.Weitere Literatur: BÄRTLING & PAECKELMANN (1928), BÖGER

(1962).

Lithologie: Die Dieken-Formation des Velberter Sat-tels besteht aus dunkelgrauen, gelegentlich feinsan-digen Tonschiefern („Posidonienschiefer“), schwar-zen Alaunschiefern, dunklen Kieselschiefern unddunklen, nach oben seltener werdenden kalziturbi-ditischen Kalksteinen mit umgelagerten Flachwasser-komponenten. Im Steinbruch Zippenhaus setzt dieFormation mit einem ersten ca. 0,5 m mächtigen Pa-ket aus dunklen Tonschiefern im Hangenden der Kalk-steinbank 33 ein (Abb. 3), welche die geschlosseneKalziturbiditabfolge der Zippenhaus-Subformation ab-schließt (vgl. PAPROTH et al. 1976). Die Formationendet mit dem Einsatz mächtiger Alaunschieferpakete(Eisenberg-Formation, s. u.).Datierung: Brigantium = oberes Warnantium (V 3c)bzw. cu III β–γ. Im Steinbruch Zippenhaus findensich in der nur 4 m mächtigen Formation Goniatitendes cu III β (Goniatites striatus striatus, G. elegans)und des cu III β/γ1 („Neoglyphioceras sp. spirale velsubcirculare“) (PAPROTH et al. 1976); BÖGER (1962:145) nannte aus den basalen Kalksteinen das erstma-lige Auftreten von Gnathodus girtyi sowie einige Meterhöher massenhaft Posidonia becheri. Die vermutlichüberwiegend hydraulisch sortierten kalkschaligenKleinforaminiferen zeigen spätes Asbium (Cf 6γ), abereinige seltene Formen indizieren in Übereinstimmungmit den Goniatiten-Faunen Brigantium (vgl. HERBIG,dieser Band).Vermutlich ebenfalls in die Dieken-Formation gehörtdie heute nicht mehr aufgeschlossene Schichtenfolgevon Windrath bei Velbert (PAECKELMANN in BÄRTLING

& PAECKELMANN 1928). Dort fand sich im Liegendenvon Kulm-Tonschiefern der Goniatites granosus-Zone(cu III γ) eine „Kohlenkalk-Bank“ mit zahlreichenverkieselten Korallen, darunter neben Dibunophyllumder Brigantium-Marker Actinocyathus (WEYER 2000).Im Profil Neviges-Kopfstation finden sich Posidonien-schiefer und Kieselschiefer in 8 m Mächtigkeit auf-geschlossen, die vor allem im unteren Teil massen-haft Posidonia becheri sowie Goniatites striatusstriatus und G. falcatus führen (PAUL 1938a). CONIL

& PAPROTH (1968) nannten Posidonia trapezoedraund Goniatites granosus (cu III γ); P. trapezoedra tritterstmals im cu III βspi auf (AMLER 2004). BÖTH et al.(1979) beschrieben die Trilobiten Archegonus(Phillibole) moravicus und Kulmiella westphalica(cu III β bzw. cu III γ).Mächtigkeit: Die generell 5–20 m mächtige Dieken-Formation (KORN in AMLER & GEREKE 2003) ist im


Velberter Sattel nur wenige Meter mächtig (ehem.Steinbruch Zippenhaus: 4 m; Profil KopfstationNeviges: 8 m, Obergrenze nicht aufgeschlossen).

Fauna und Flora: (s. o.): Conodonten, Goniatiten,Bivalven (v. a. Posidonien), Brachiopoden (Chone-tiden), Trilobiten, Ostracoden, sehr seltene Rugosa.Resedimentierte, vermutlich hydraulisch sortierteForaminiferen (HERBIG, dieser Band) und Kalkalgenstammen aus der Lokalität Zippenhaus(CONIL &PAPROTH 1968; PAPROTH et al. 1976; CONIL et al. 1981:Taf. 1 Fig. 4–5 und Taf. 3 Fig. 46–48; CONIL &PAPROTH 1983): Bank 36 mit Coelosporella jonesii,Howchinia sp. mit einfacher Wandung, Archaediscus(A.) grandiculus, Nodosarchaediscus (Nodos-archaediscus) sp., Nodosarchaediscus (Asperodiscus)sp., cf. „Neoarchaediscus“, Mediocris parallela; Bank40 mit Biseriella sp., Endostaffella sp., Endothyraphrissa, Globoendothyra n. sp., Koskinotextulariaobliqua, Koskinobigenerina sp., Palaeotextularia sp.,Nodosarchaediscus (Asperodiscus) sp. Weitere Taxawurden aus dem Profil Hefel aufgelistet (PAPROTH etal. 1976: 67–68: Bank 129): Forschiella prisca,Palaeotextularia lipinae, Endospiroplectammina sp.,Archaediscus (A.) chernoussovensis, A. (A.)convexus.

Vorkommen: Entlang der Nordflanke des VelberterSattels ist die Dieken-Formation kaum aufgeschlos-sen. Als wichtigste Aufschlüsse gelten die ProfileZippenhaus, Hefel und Neviges-Kopfstation (vgl.PAPROTH et al. 1976). Im weiteren Verlauf nach Os-ten, von Herzkamper Mulde bis Warstein und Brilon,bildet die Formation (ex: Kulm-Posidonienschiefer,Kulm-Tonschiefer) das Hangende der Bromberg-For-mation (ex: Kieselige Übergangsschichten).

Bemerkungen: In Süd-Belgien, südwestlich desCondroz-Massivs, ist die Warnant-Formation („Cou-ches de passage“; DEMANET 1938) als Äquivalent derDieken-Formation zu betrachten. Sie besteht aus ei-ner geringmächtigen Folge von Karbonaten, Mergeln,Tonschiefern und Kieselschiefern mit reicher Fauna.

Im Untergrund der Niederrheinischen Bucht (BohrungSchwalmtal-1001, ZELLER 1998) gehen Kalziturbidite,welche als Äquivalente der Zippenhaus-Formationangesehen werden können, ohne Schichtlücke in eine60 m mächtige Folge aus kalkhaltigen Schluffsteinenund gelegentlich eingeschalteten, cm-mächtigen Kal-ziturbiditbänkchen über; in den obersten 10 m ver-schwinden Karbonateinschaltungen vollständig(MATHES-SCHMIDT & ELFERS 1998: Faziestypen 4, 5).Diese Äquivalente der Dieken-Formation beginnenmöglicherweise schon im späten Livium (Cf 6γ), spä-testens im Warnantium (Cf 6δ); die Grenze zum Na-mur wurde im Hangenden der letzten Karbonatein-schaltung postuliert (MATHES-SCHMIDT & ELFERS

1998). Ähnliche „Übergangsschichten“ sind auch inder süd-limburgischen Bohrung Houtem D.B.-105aufgeschlossen.

Trotz ihrer geringen Mächtigkeit im Velberter Sattelist die Formation angesichts des von ihr dokumen-tierten Wendepunktes in der Entwicklung des Kulm-beckens – Zusammenbruch der Kalziturbidit-liefern-den Flachwasser-Plattformen während des Brigan-tiums beim Einsatz der distalen siliziklastischenFlysch-Fazies im östlichen Rheinischen Schieferge-birge bzw. von anoxischen Tiefwassersedimentenweiter westlich – eine gerechtfertigte lithostratigra-phische Einheit. Dieser Wendepunkt lässt sich darüberhinaus auch in der Kohlenkalk-Fazies im Untergrundder Niederrheinischen Bucht und in Belgien nachzeich-nen.

Eisenberg-Formation KORN (2003)

1971a Hangende Alaunschiefer. – ARBEITSGEMEINSCHAFT

Dinantium-Stratigraphie: Taf. 1.1982 Alaunschiefer. – BRAUCKMANN & MEYER: 12.

pt.1996 Schichten mit Posidonia und Goniatiten. – RICH-TER: Tab. 3.

2002 Hangende Alaunschiefer. – WEYER et al.: Tabelle.* 2003 Eisenberg-Formation KORN in AMLER & GEREKE:

241, Spalte R 011 cm 03.

Synonyme: Hangende Alaunschiefer im Velberter Sattel.

Weitere Literatur: BÄRTLING & PAECKELMANN (1928), BÖGER

(1962).

Lithologie: Die Eisenberg-Formation besteht ausschwarzen Alaunschiefern und schwarzen Tonsteinen.Ihre Basis ist durch den Einsatz des ersten mächtigenAlaunschiefer-Paketes gekennzeichnet. Im ehemali-gen Steinbruch Zippenhaus beträgt dessen Mächtig-keit 9 m.

Datierung: Die Basis der Formation liegt noch imspätesten Warnantium (höchstes V 3c). Im basalenAlaunschiefer-Paket des Profils Zippenhaus findensich Caneyella lepida (= „Actinopteria persulcata“)und Posidonia membranacea (cu III γ1) sowie in ei-nem hangenden, mehr als 5 m mächtigen, dunklenTonschiefer-Paket Eumorphoceras sp. (BRAUCKMANN

& MEYER 1982 nach PAPROTH 1971). Aufgrund derBivalven-Führung gehört die Folge in die trapezoe-dra-lepida-Zone (AMLER 2004).

Der basale Bereich der Formation in der HerzkamperMulde (Aufschluss Kohleiche) lieferte aus fossilrei-chen schwarzen Tonschiefer des cu III γ Phospho-rit-Konkretionen mit einer reichen, aber oligospezi-fisch überlieferten Radiolarien-Fauna (Albaillellanazarovi CHENG, Entactinidae indet.), welche Anlasszur Aufstellung der Albaillella nazarovi-Radiolarien-Zone gab (BRAUN 1990, 1992).


Die Formation geht im Velberter Sattel und in derHerzkamper Mulde ohne Schichtlücke über die Visé/Namur-Grenze hinweg. Im Velberter Sattel liegt dievon Ost nach West sukzessive ansteigende, stark di-achrone Obergrenze der Formation schon weit imPennsylvanium; exakte biostratigraphische Daten feh-len (RIBBERT 2005: „Hangende Alaunschiefer-Forma-tion“). Im Raum Wuppertal reicht die Eisenberg-For-mation bis in das frühe Kinderscoutium (PATTEISKY

& SCHÖNWÄLDER 1960). Für biostratigraphische Ver-wirrung sorgte eine von MICHELAU & PAPROTH (1990)von GK 25, Bl. 4607 Heiligenhaus beschriebene undin das Arnsbergium (E2) gestellte Ammonoideen-Faunula aus dem unteren Teil der Ziegelschiefer-For-mation (RIBBERT 2005, ex „Ziegelschiefer-Zone“KRUSCH 1912), welche weit im Hangenden der Eisen-berg-Formation folgt. Die Faunula muss nach KORN

(in RIBBERT 2005) allerdings in das späte Marsdenium(spätestes Namurium B, Zone R2c1) gestellt werden.Mächtigkeit: Die Eisenberg-Formation ist nach BÄRT-LING & PAECKELMANN (1928) und WUNSTORF (1931)im Gebiet der Nordflanke des Velberter Sattels etwa50–70 m mächtig. Dies entspricht etwa der Mäch-tigkeit im Untergrund der Niederrheinischen Bucht(Bohrung Schwalmtal-1001; ZELLER 1998), steht aberim Gegensatz zur Herzkamper Mulde mit wesentlichgrößeren Namur-Mächtigkeiten (MICHELAU & PAPROTH

1990). Schlechte Aufschlussverhältnisse verhinderneine präzisere Angabe.Fauna und Flora: Im Bereich des Velberter Sattelssind nur aus dem basalen Teil der Formation einigepelagische Faunenelemente bekannt (s. o.); Benthosfehlt vollständig.Vorkommen: Die Formation ist vom Velberter Sat-tel bis zum Briloner Sattel verbreitet. Bis auf basaleAnteile in den Profilen Zippenhaus und Hefel ist dieFormation im Bereich des Velberter Sattels kaum auf-geschlossen. Im Untergrund der NiederrheinischenBucht (Bohrung Schwalmtal-1001; ZELLER 1998) fol-gen im Hangenden von mächtigen Äquivalenten derDieken-Formation 86 m mächtige, sehr dunkle, Pyrit-reiche, zum Teil sandige Schluffsteine in der Faziesder Hangenden Alaunschiefer (Äquivalente der Eisen-berg-Formation), mit nachweisbarem Karbonatgehaltin den untersten 61 m, häufigem Pflanzenhäcksel,Fischresten und Goniatiten. Die Basis dieser Schicht-folge wird an die Visé/Namur-Grenze gelegt; sie reichtüber die Mid-Carboniferous Boundary bis in das ba-sale Kinderscoutium (Reticuloceras-Zone) (MATHES-SCHMIDT & ELFERS 1998; ZELLER 1998).

Walhorn-Formation PAPROTH et al. (1983) (revidiert)

pt. 1910 Walhorner Schichten. – HOLZAPFEL: 50.* 1983a Walhorn Member PAPROTH et al.: 228.

1987 Walhorner Fazies der 1. Gruppe. – STEINGROBE:232.

2002 Walhorn-Formation. – WEYER et al.: Tabelle.

Weitere Literatur: DE VOOGD (1929), HAHNE (1931), HERBST

(1952), FIEGE et al. (1957), BOUCKAERT & HERBST (1960), HERBST

et al. (1960), PAPROTH, DUSAR et al. (1983b), WREDE & ZELLER

(2005).

Lithologie: Die 50–150 m mächtige Formation be-steht überwiegend aus dunklen Ton- und Schluff-steinen sowie feinkörnigen Sandsteinlinsen und ein-zelnen, nicht über größere Entfernung aushaltendenFeinsandsteinbänken. Sie folgt erosionsdiskordantüber einem Paläokarstniveau, welches die Obergrenzeder unterlagernden Neffe-Formation bildet.

Datierung: Die Untergrenze der Formation ist durchdie ca. 20 m über der Basis erscheinenden GoniatitenEumorphoceras bisulcatum GIRTY, Cravenoceras cf.cowlingense BISAT und Cravenoceras cf. edalense(BISAT) als Arnsbergium (Namurium E2) datiert. Wei-terhin sind Faunen des E2c mit Nuculoceras nuculumBISAT bekannt (DE VOOGT 1929).

Mächtigkeit: 100–150 m.

Fauna und Flora (RICHTER 1985, cum lit.): Goniatiten[Eumorphoceras bisulcatum GIRTY, Cravenoceras cf.cowlingense BISAT, Cravenoceras cf. edalense(BISAT), Nuculoceras nuculum BISAT, Anthracocerassp.]; Bivalven [Aviculopecten (Aviculopecten?) sp.,Posidoniella laevis BROWN, Posidoniella venustaJACKSON, Chaenocardiola haliotoidea (F. ROEMER)];Brachiopoden [Lingula mytilloides SOWERBY,Orbiculoidea missourensis (SHUMARD), Crurithyrisurei (FLEMING), Leiorhynchus aff. carbonarius GIRTY];Pflanzen [Sphenophyllum tenerrimum VON ETTINGS-HAUSEN, Sphenopteris pruvosti STOCKMANS &WILLIÈRE, Mariopteris acuta BRONGNIART, Mariopterislaciniata POTONIÉ, Pecopteris aspera BRONGNIART].

Vorkommen: In der Inde-Mulde des Aachener Kar-bons. Äquivalente lassen sich nach Ost-Belgien in dasVesdre-Massiv verfolgen. In Belgien werden die flöz-freien Schichten des Namurs in ihrer Gesamtheit je-doch als Chokier-Formation zusammengefasst (PAP-ROTH, DUSAR et al. 1983b).

Bemerkungen: Traditionell wurde in der Inde-Mul-de der 20–30 m mächtige, lokal auf 70 m anschwel-lende (BOUCKAERT & HERBST 1960) quarzitische, wei-ße Burgholzer Sandstein (HOLZAPFEL 1910) als Ab-schluss der „Walhorn-Schichten“ angesehen. An sei-ner Basis befindet sich in der Burgholzer Mulde einetwa 5 m mächtiges „feinstückiges Konglomerat“(HOLZAPFEL 1910) oder zumindest konglomeratischeEinschaltungen in den tiefen Niveaus der Schichtfolge.Die Gerölle bestehen aus gut gerundeten Quarzen undQuarziten sowie aus subangularen hellgrünen undweißlichen, Radiolarien-reichen Kieselschiefern


(KLERKX 1966). In den oberen Lagen des BurgholzerSandsteins ist ein 40 cm mächtiges Kohleflöz einge-schaltet, bei dem es sich um das stratigraphisch tiefsteFlözvorkommen innerhalb des paralischen Stein-kohlenbeckens Nordwest-Deutschlands handelt. NachWesten, bei Walhorn, soll das Flözchen durch tief-schwarze Alaunschiefer ersetzt werden. Sie führenhäufig Homoceras diadema und massenhaft Posido-niella laevis („Walhorner Horizont“, HOLZAPFEL 1910:51). HERBIG (2005) vermutet nach der (revisions-bedürftigen?) biostratigraphischen Einstufung und denerosiv in das Unterlager eingreifenden Sandsteinen undKonglomeraten (HAHNE & SEIDEL 1937) die Mid-Carboniferous Boundary an der Basis des Burgholz-Sandsteins. Der Korngrößensprung deutet auf dieweitverbreitete Regression und den verknüpften Hia-tus an der Basis des Chokieriums hin. Wegen derlithologischen Abgrenzung und seiner stratigraphi-schen Relevanz sollte der Burgholz-Sandstein zukünf-tig als eigenständige Burgholz-Formation an derBasis des Pennsylvaniums ausgeschieden werden.

Das Oberkarbon (Pennsylvanium) im Hangenden

Im Aachener Karbon setzt das Oberkarbon (Penn-sylvanium) vermutlich mit den quarzitischen Sand-steinen der Burgholz-Formation ein. Auch der basaleTeil der hangenden Wilhelmine-Gruppe gehört nochin das Chokierium. Dies belegen die aus dem Bereichder „Wilhelmine-Flözchen“ stammenden Hudsono-ceras proteum (BROWN) und Homoceras smithi(BROWN), welche die Grenze H1/H2 anzeigen(BOUCKAERT & HERBST 1960; KNAPP 1978).Im Untergrund der Niederrheinischen Bucht (BohrungSchwalmtal-1001; ZELLER 1998) reicht die Fazies derinsgesamt 86 m mächtigen Hangenden Alaunschiefernoch bis in das Kinderscoutium (frühe Reticuloceras-Zone). Dies entspricht nicht der stratigraphischenReichweite der Walhorn-Formation, sondern derObergrenze der Eisenberg-Formation im Raum Wup-pertal (PATTEISKY & SCHÖNWÄLDER 1960). Das Cho-kierium (Homoceras-Zone) und damit die Mid-Car-boniferous Boundary sind im Untergrund der Nieder-rheinischen Bucht nicht biostratigraphisch belegt. Diesdeutet nicht unbedingt auf einen Schichtausfall, son-dern möglicherweise auf verlangsamte Sedimentati-on (ZELLER 1998).In ihrem Verbreitungsgebiet auf dem Nordflügel desVelberter Sattel reicht die Eisenberg-Formation eben-falls bis in das Pennsylvanium.

Fazielle, paläogeographische undstratigraphische ZusammenfassungIm oberen Famenne (Strunium: Fa 2d – Tn 1a) tre-ten zwischen Ost-Belgien, Aachen, der Niederrhei-

nischen Bucht und entlang der Nordflanke des Vel-berter Sattels bis nach Heiligenhaus zyklisch aufge-baute, siliziklastisch-karbonatische Flachwasser-Ab-folgen auf (Evieux-Formation und Etroeungt-Forma-tion; Velbert-Formation pro parte; CONIL et al. 1964;AMLER et al. 1994; HERBIG & WEBER 1996; BLESS etal. 1998). Östlich von Heiligenhaus gehen sie schnellin mächtige, tonig-siltig-feinsandige Flachwasserab-folgen mit reichem Fauneninhalt über, die mindestensbis nördlich von Velbert nachzuweisen sind (z. B.MICHELS 1986; HAUDE & THOMAS 1989; AMLER et al.1990, 1994; AMLER 1995, 1996). Diese Schichten ge-hören ausnahmslos zum Condroz-Flachschelf in derSüdost-Umrahmung des Old Red-Kontinents. Südöst-lich von Velbert weisen nur noch der zum Teil be-trächtliche Karbonatgehalt der ober-famennischen Silt-steine (Profil Kopfstation östlich Neviges: HENNINGSEN

1972) sowie unregelmäßig eingeschaltete Sandsteine(GK 25, Bl. 4708 Wuppertal-Elberfeld: RICHTER 1996)auf die Nähe zum Condroz-Schelf hin. Im Kern derHerzkamper Mulde besitzt das Ober-Famenne trotzeines einzelnen Horizontes mit (gravitativ umgelager-ten?) Onkoiden (Aprath: THOMAS & ZIMMERLE 1992)bereits Kulm-Charakter. Nur wenige Kilometer wei-ter nordöstlich (Wuppertal-Riescheid: PAECKELMANN

1922; ZIMMERLE et al. 1980) ist das gesamte Ober-devon bereits in Cypridinenschiefer-Fazies ausgebil-det. Nur die unregelmäßige Einschaltung von cm-mächtigen Kalziturbiditbänkchen mit aufgearbeitetenFlachwasserkomponenten im hohen Famenne (eige-ne Daten) weist noch auf die Nähe zum Condroz-Schelf hin.

Im Unter-Tournaisium (Hastière-Formation: frühesHastarium, Tn 1b) herrschte eine ausgeprägte latera-le Faziesdifferenzierung. Die Dolomitsteine der Bins-feldhammer-Subformation im Aachener Raum und imUntergrund der Niederrheinischen Bucht werden imnordwestlichen Velberter Sattel durch die bioklas-tischen Kalksteine der Steinkothen-Subformation er-setzt; östlich schließen sich zwischen Heiligenhaus undSondern die Oolithe der Laupen-Subformation an(BÖGER 1962; CONIL & PAPROTH 1968). Die Binsfeld-hammer-Subformation repräsentiert ausgedehnte re-striktive Schelfareale in der Umrahmung des östlichenBrabant-Massivs. Die sich östlich anschließendeSteinkothen-Subformation, eine fazielle Fortentwick-lung der unterlagernden, gemischt karbonatisch-siliziklastischen Velberter Schichten, wird hier alsSediment einer offen-marinen Schelflagune interpre-tiert. Die noch weiter östlich liegende Laupen-Sub-formation repräsentiert die leewärts umgelagerten Be-standteile einer heute nicht aufgeschlossenenoolithischen Schelfrand-Barre (FRANKE et al. 1975).Das geringmächtige Unter-Tournai (Tn 1b) auf deröstlichen Umbiegung des Velberter Sattels und in der


Herzkamper Mulde besteht aus zumindest teilweisekarbonatischen Tonschiefern des Schelfhangs undBeckens; gelegentliche Einschaltungen von Flinz-ar-tigen Karbonaten (im Profil Kopfstation mit Cono-donten des höheren cu I; BÖGER 1962; HENNINGSEN

1972) und andere, lithologisch nicht näher beschrie-bene Kalksteinbänkchen (THOMAS 1981; RATHMANN &AMLER 1992; THOMAS & ZIMMERLE 1992) weisen aufkalziturbiditischen Einfluss hin. In Aprath lässt sichdiese Folge mit Trilobiten eindeutig in das cu I ein-stufen (BRAUCKMANN 1992). Flinz-artige Knollenkalkesind auch im weiteren Streichen entlang der Nord-westflanke des Remscheid-Altenaer Sattels verbrei-tet (RICHTER 1996). Diese Abfolgen werden der Han-genberg-Formation zugeordnet (KORN in AMLER &GEREKE 2003).

Im tieferen Teil des mittleren Tournaisiums (Pontd’Arcole-Formation: spätes Hastarium, Tn 2a) führ-te die global nachweisbare crenulata-Transgressionmit dem Übergreifen von dunklen Tonsteinen,Schwarzschiefern und dunklen karbonatischenMud-/Wackestones auf die Anglo-Brabanter Plattformzu einer Fazies-Nivellierung. Im Velberter Sattel be-deutete dies den weitgehenden Zusammenbruch derKarbonatsedimentation. Die Pont d’Arcole-Formationgeht graduell in die Kahlenberg-Subformation (ex:Liegende Alaunschiefer, KORN in AMLER & GEREKE

2003) der Kulm-Fazies des übrigen RheinischenSchiefergebirges über. Auf der Südflanke der Herz-kamper Mulde (Profil Wuppertal-Riescheid) wird dieFazies der Liegenden Alaunschiefer allerdings durcheinen schwarzen, feinstlaminierten dolomitischenFlinzkalkstein zweigeteilt (ZIMMERLE et al. 1980: Ein-heit 3). Nach Conodonten wird er in die isosticha-Späte crenulata-Zone gestellt (LANE & ZIEGLER 1978[unpubl., mehrfach in Exkursionsführern zitiert, z. B.in BRAUCKMANN & MEYER 1982]). Er wird wie diealtersgleiche und faziell sehr ähnliche Gladenbach-Formation des östlichen Rheinischen Schiefergebir-ges (HERBIG & BENDER 1992) als kalziturbiditisches„highstand-shedding“ interpretiert. Diese Sonder-entwicklung veranlasste KORN (in AMLER & GEREKE

2003) für den Bereich der Herzkamper Mulde eigenelithostratigraphische Einheiten einzuführen und die Fa-zies der Alaunschiefer, offensichtlich inklusive deszwischenlagernden Flinzkalkes, als Riescheid-Sub-formation der Steinberg-Formation zu bezeichnen.

In Ost-Belgien, im Aachener Raum und im Untergrundder Niederrheinischen Bucht (BLESS et al. 1998) folgtkonkordant im Hangenden der Pont d’Arcole-Forma-tion die mächtige Dolomitsteinfolge der Vesdre-For-mation, welche im Top an einer deutlichen, alsPaläokarst interpretierten Erosionsdiskordanz abge-schnitten wird (KASIG 1980a, b). Die Verkarstungscheint im Aachener Raum bis in das Ober-Tournai,

in Ost-Belgien nur bis in das basale Visé hinab zu rei-chen. Dies kann mit einer ausgeprägteren Schwel-lenlage in der Region Aachen und länger andauerndenVerkarstung erklärt werden. Interessanterweise istauch in der Bohrung Kastanjelaan bei Maastricht dasTn 3/V 1 kondensiert, oder es fehlt völlig (?). Eineober-tournaisische, das gesamte Tn 3 (Ivorium) um-fassende Schichtlücke ist bis auf Ratingen-Cromfordauch im Velberter Sattel auffällig. Dort folgt direkt imHangenden der Pont d’Arcole-Formation die in denTournai/Visé-Grenzbereich zu stellende Richrath-Sub-formation der Heiligenhaus-Formation, welche denBeginn der viséischen Karbonatsedimentation mar-kiert. Typisch sind ihre vielerorts deutlich erosiveBasis sowie die dort angereicherten, auf Kondensa-tion und Aufarbeitung hinweisenden Phosphorit-Knol-len. Diese überregionale Sedimentationsunterbrechungund Kondensation ist auf eine ausgeprägte, überregi-onale Regression im frühesten Viséum zurückzufüh-ren: je näher an der Schwelle des Brabanter Massivsgelegen, desto tiefer greift der Paläokarst und destospäter setzte die Sedimentation neu ein.

Unter Mächtigkeitsabnahme lässt sich die Richrath-Subformation bzw. deren Äquivalent als letztendlichcm-dünnes Band durch die Herzkamper Mulde bismindestens in das Profil Wuppertal-Riescheid ver-folgen (FRANKE et al. 1975: Fig. 12; ZIMMERLE et al.1980: Einheit 6). Dort folgt sie über geringmächtigen,schwarzen, kieseligen Schiefern und Kieselschiefern,schelfnäheren Äquivalenten der Hardt-Formation (ex:Schwarze Kieselschiefer, KORN in AMLER & GEREKE

2003), welche KORN entgegen dem Sinn einer dyna-misch-genetischen Lithostratigraphie allerdings derRiescheid-Subformation der Steinberg-Formation zu-ordnet.

Im frühesten Viséum setzte im gesamten Ausstrich-bereich zwischen Aachen und der Nordostspitze desVelberter Sattels Karbonatsedimentation ein. Sie do-kumentiert den östlichsten Teil des London-BrabanterKohlenkalk-Schelfs und den kalziturbiditisch gepräg-ten Schelfhang im östlichen Ausstrichbereich. Einfrüheres Aussetzen der Kalziturbidite bzw. ein frühe-rer Übergang in die Kulm-Fazies im Velberter Sattelim Vergleich zur Niederrheinischen Bucht (MATHES-SCHMIDT & ELFERS 1998) kann nicht klar erkannt wer-den. Östlich einer Linie Wesel – Velbert ist bereitsKulm-Fazies entwickelt.

In der Aachener Region beginnt die viséische Kar-bonatfolge im Top der verkarsteten Vesdre-Formationmit der Terwagne-Formation, d. h. vermutlich erst imspäten Moliniacium. An der Basis entwickelte sich dieOolith-Barre der Hastenrath-Subformation. Sie um-schloss einen Lagunen/tidal flat/Sabkha-Gürtel imöstlichsten Belgien (Belle-Roche-Formation). Im Han-


genden folgen grenzübergreifend überwiegend zy-klisch gegliederte Plattformkalksteine, die sich aus-gehend von restriktiven Innenschelfbereichen (Bä-renstein-Subformation der Terwagne-Formation) hinzu offen marinen Verhältnissen einer Schelflaguneentwickeln (Bernardshammer-Subformation der Ter-wagne-Formation und Neffe-Formation). Das ur-sprüngliche Ende der Karbonatsedimentation imAachener Raum ist unbekannt, denn die Schichtfolgewird durch eine bis in den Grenzbereich Livium/Moli-niacium (V 2a/V 2b) hinabreichende prä-arnsbergi-sche (unter-namurische) Verkarstung abgeschnitten;eindeutig nachgewiesenes Livum fehlt. Wie im älte-ren Paläokarst reicht die Verkarstung im AachenerRaum tiefer als in Ost-Belgien.

Die Faziesentwicklung des Aachener Dinantiums,seine reduzierten Mächtigkeiten, die ausgedehnte Do-lomitisierung und die beiden tiefgreifenden Paläo-karst-Horizonte sprechen im Kontext mit der zwischenOurthe-Tal und Aachen zu beobachtenden Entwick-lung für eine Position auf der nach Südosten auslau-fenden Schwelle des Brabanter Massivs. Eine solche„Aachener Schwelle“ wurde bereits von VAN STEEN-WINKEL (1980) für die Hastière-Formation rekonstru-iert sowie von KASIG (1980a, b) generell für dasAachener Unterkarbon postuliert. Er bezog sich dabeiinsbesondere auf die Verbreitung der „Vaughanites-Oolithe“ und des Hastenrath-Sandsteins, welche er inVerbindung mit dem südöstlichen Stavelot-Venn-Mas-siv brachte. Die von KASIG & BOONEN (1979) undKASIG (1980a) vorgebrachte Vorstellung eines abge-schnürten, lagunären Aachener „Karbonbeckens“ mitnur gelegentlichen Verbindungen zum übrigen Koh-lenkalk-Schelf ist dabei irreführend.

Das auslaufende Brabanter Massiv wird besondersprägnant durch die Küstenlinie der Namur-Transgres-sion nachgezeichnet (vgl. BLESS et al. 1976; BLESS etal. 1980). Inwieweit sich eine Becken-Fazies des Aut-ochthons (Namur-Synkline) zwischen dem übertageaufgeschlossenen, allochthonen Aachener Visé (Di-nant-Decke) und dem eigentlichen Brabanter Massiveinschiebt (BLESS et al. 1980: Abb. 33), bleibt wegenfehlender Bohrlochaufschlüsse östlich des Maas-Me-ridians hypothetisch. Nach dem tektonischen Modellvon WREDE et al. (1993), die die Dinant-Deckehöchstens einige Zehnerkilometer disloziert sehen,scheint dafür eher kein Raum zur Verfügung zu ste-hen.

Erst im Arnsbergium setzten im Aachener Karbonerosionsdiskordant die bis an die Mid-CarboniferousBoundary reichenden dunklen Tonschiefer der Wal-horn-Formation ein. Vermutlich im Hangenden einerSequenzgrenze folgen im basalen Oberkarbon (Penn-sylvanium) die Konglomerate und Sandsteine derBurgholz-Formation (Chokierium).

Im Untergrund der Niederrheinischen Bucht reichtedie autochthone Kohlenkalk-Sedimentation zumindestlokal bis in das hohe V 3b (Bohrung Schwalmtal-1001). Im Hangenden setzten Kalziturbidite ein (Äqui-valente der Zippenhaus-Subformation), welche nochim hohen V 3c in tonige Kulm-Sedimente mit sehrseltenen distalen Kalziturbiditen übergingen (Äqui-valente der Dieken-Formation). Das vermutlich ohneSchichtlücke folgende tiefe Namur ist in Alaunschie-fer-Fazies entwickelt (Äquivalente der Eisenberg-Formation). Sie reicht über die Mid-CarboniferousBoundary bis in das basale Kinderscoutium.

Östlich des Rheins lässt sich autochthoner, bis min-destens in das V 2a reichender Kohlenkalk nur imnordwestlichen Velberter Sattel beobachten (ProfilRatingen-Cromford, Cromford-Subformation). Öst-lich davon dokumentieren die bioklastisch-intraklas-tischen bis in das tiefe V 3c reichenden Kalziturbiditeder Zippenhaus-Subformation den Schelfhang. Es istvon Interesse, dass sie etwa zeitgleich oder nur we-nig später als die autochthonen Kohlenkalke im Un-tergrund der Niederrheinischen Bucht aussetzen.

Die Kalziturbidite dünnen nach Osten in Richtung zurHerzkamper Mulde schnell aus. Im Profil Kopfstationöstlich Neviges zeigen sie in ihrer knolligen Ausbildungbereits sehr starke Anklänge an die Fazies der Erd-bach-Kalke. Allein darin befindliche Kalkalgen undkalkschaligen Kleinforaminiferen sowie eine einzige,als V 3b eingestufte ruditische Kalkbank deuten hiernoch auf den Einfluss des nahen Schelfs. Mit demV 3c (im Bereich des cu III βstri?) griff die basal nocheinige dünne Kalziturbiditbänke führende, dann ausmonotonen Ton- und Alaunschiefern aufgebauteKulm-Fazies der Dieken- und Eisenberg-Formationauf den gesamten Velberter Raum über. Sie reicht bisin das Hangende der Mid-Carboniferous Boundary,möglicherweise bis in das späte Kinderscoutium oderfrühe Marsdenium.

In der Herzkamper Mulde wird ein nur wenige Metermächtiger Knollenkalk-Horizont im Hangenden desRichrath-Kalksteinhorizontes an die Basis des Viségestellt (THOMAS & ZIMMERLE 1992; RATHMANN &AMLER 1992: Profil Aprath, Schicht 09; ZIMMERLE etal. 1980: Profil Wuppertal-Riescheid, Schicht 7). Co-nodonten-Faunen (LANE & ZIEGLER 1978 unpubl.,mehrfach in Exkursionsführern zitiert, z. B. inBRAUCKMANN & MEYER 1982; LANE et al. 1980: 141,samples 82–92) indizieren das anchoralis-bilineatus-Interregnum (= homopunctatus-Zone, HERBIG & STOP-PEL, dieser Band.) KORN (in AMLER & GEREKE 2003)benannte diesen Horizont als Kohleiche-Subformationder Steinberg-Formation. Diese Knollenkalke entwi-ckelten sich faziell zwanglos aus dem noch in die Zip-penhaus-Formation gestellten Knollenkalk des ProfilsNeviges-Kopfstation (s. o.). Sie können als Schwellen-


kalke des Erdbach-Typs gelten, welche sich auf ei-ner mit der heutigen Mulde zusammenfallenden „Herz-kamper Schwelle“ entwickelten (FRANKE et al. 1975).Im Hangenden folgen typische Kulm-Sedimente desErdbachiums, nämlich Äquivalente der „Formationder Kieselschiefer und Kieselkalke“ des eigentlichenKulm-Beckens (vgl. GREWING et al. 2000). Sie setzenmit einige Meter mächtigen Tonschiefern, kieseligenAlaunschiefern und schwarzen Kieselschiefern ein(Kothen-Subformation der Steinberg-Formation,KORN in AMLER & GEREKE 2003), welche von einerebenfalls geringmächtigen, hellen Kieselkalk-Folge mitzahlreich eingeschalteten, sehr dünnen Tuffit-Lagenüberlagert werden (Hillershausen-Formation, KORN inAMLER & GEREKE 2003). Beide Einheiten führen imProfil Aprath eine recht reichhaltige Trilobiten-Fauna(BRAUCKMANN 1992). Echinodermen, Brachiopoden,Ostracoden, Korallen und Trilobiten in den Kiesel-kalken zeigen jedoch größtenteils „Kohlenkalk-Cha-rakter“ und weisen damit auf Schelfnähe hin; dasgehäufte Auftreten des Schelfbewohners Archegonus(Phillibole) nehdenensis am Top der Abfolge charak-terisiert Oberes Erdbachium (cu II δ) (HAHN & HAHN

1988; HAHN et al. 1988). Im Hangenden folgen so-wohl im Profil Aprath (THOMAS & ZIMMERLE 1992;RATHMANN & AMLER 1992; GREWING et al. 2000) alsauch im Profil Wuppertal-Riescheid (BRAUCKMANN

1982) sehr gut belegte biostratigraphische und litho-fazielle Äquivalente der Kieseligen Übergangsschich-ten der typischen Kulm-Fazies (Bromberg-Formati-on, KORN in AMLER & GEREKE 2003). Die etwa 10 mmächtige Folge aus kieseligen Alaunschiefern, karbo-natischen Kieselschiefern sowie schwarzen undbraun-schwarzen Tonschiefern und eingeschaltetenTuffbändern lässt sich an der Basis durch diegrimmeri-Bank (cu III α1) sehr gut fassen. Unter derreichen Fauna – vor allem Bivalven, Gastropoden,Cephalopoden, Brachiopoden, Korallen, Echinoder-men, Ostracoden und Trilobiten – sind wiederumnoch zahlreiche Elemente mit Kohlenkalk-Charakteridentifizierbar (u. a. AMLER 1992; AMLER & RATHMANN

1992; RATHMANN & AMLER 1992). Im Hangenden be-ginnt eine im gesamten Velberter Sattel und im Unter-grund der Niederrheinischen Bucht zu beobachtendeFaziesnivellierung: es folgen geringmächtige grau-schwarze Tonschiefer mit noch wenigen eingeschal-teten Kalziturbiditbänken („Posidonienschiefer“ =Dieken-Formation). Die stark reduzierte Fossilführungbesteht nun vor allem aus typischen Kulm-Elemen-ten (Cephalopoden, Bivalven: Posidonien, Trilobiten).Als jüngste biostratigraphische Datierung lieferte dieBasisbank dieser Formation in Aprath Neoglyphiocerasspirale (cu III β) sowie die schon in das cu III γgestellten Trilobiten Kulmiella leei undPseudospatulina kraemeri (THOMAS & ZIMMERLE

1992; BRAUCKMANN 1992); GREWING et al. (2000)nannten als jüngste Formen Neoglyphiocerassuerlandense und Goniatitella agricola aus der N.suerlandense-Zone. Noch im höchsten Visé setzenAlaunschiefer mit mehreren Zehner Meter Mächtig-keit ein („Hangende Alaunschiefer“ = Eisenberg-For-mation); benthische Faunenelemente scheinen vollstän-dig zu fehlen. Die Eisenberg-Formation reicht im RaumWuppertal bis in das Hangende der Mid-CarboniferousBoundary.

Ausblick

Obwohl mit der vorliegenden Synthese die faziellenBeziehungen im Bereich zwischen Ost-Belgien unddem Niederbergischen Land im Raum Wuppertal prä-zisiert werden können und trotz der formellen Einfüh-rung eindeutig abgegrenzter lithostratigraphischerEinheiten bleiben zahlreiche offene Fragen. Sie betref-fen zum einen das mikrofazielle Inventar der karbo-natischen Formationen und Subformationen und dieadäquate Interpretation ihres Ablagerungsraumes. Be-sonders schmerzhaft ist jedoch die in weiten Streckenmangelhafte moderne paläontologische und bio-stratigraphische Bearbeitung – gerade die Kenntnisder kalkschaligen Mikrobiota (Foraminiferen, Kalk-algen, Mikroproblematika) liegt im Vergleich zu denNachbarländern im Argen. Nötig ist des Weiteren einesequenzstratigraphische Interpretation, welche aufzusätzlichen faziellen und biostratigraphische Datenaufbauen kann.

Dank

Ausgangspunkt dieser Synthese waren seit mehr als zehn Jah-ren durchgeführte eigene Arbeiten sowie publizierte Untersu-chungen von Diplomanden und Doktoranden im Strunium desgesamten Ausstrichgürtels sowie im Unterkarbon des VelberterSattels. Für finanzielle Förderungen sind wir insbesondere derDeutschen Forschungsgemeinschaft zu Dank verpflichtet (u.a. Be 591/8-1 – Multibiostratigraphie und Faziesentwicklungin der Kulm-Fazies des deutschen Unterkarbons, He 1610/7 –Die Stromatoporen-Biostrome im Strunium Westeuropas –Lazarus-Effekt oder Prolog der karbonischen Riffentwicklung).Für Diskussionsbeiträge zum Strunium und der Devon/Karbon-Grenze im Aachener Raum danken wir H.M. WEBER (Köln),für Informationen zur Walhorn-Formation V. WREDE und M.ZELLER (beide Krefeld). E. POTY (Liège) wies auf das fehlendeLivium im Aachener Karbon hin und half mit Literatur. D. STOP-PEL (Hannover) stellte uns dankenswerterweise unveröffent-lichte Conodonten-Daten aus dem Velberter Sattel zur Verfü-gung und redigierte sorgfältig frühere Manuskriptfassungen. K.-H. RIBBERT (Krefeld) verdanken wir den letzten Feinschliff desManuskriptes. Besonderer Dank geht jedoch an E. THOMAS

(Witten, Ribnitz-Damgarten) für die jahrelange stimulierendeBegleitung unserer Arbeiten im Gelände und am Fossilmaterial.Schließlich sei Frau C. KRINGS für die Ausführung der Abb. 1–3 gedankt.


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Ostrand der Kohlenkalk-Plattform und Übergang in das Kulm-Becken im westlichsten Deutschland zwischen Aachen und Wuppertal