Karteninterpretation - Blatt L3924 Hildesheim

4. Physischgeographischer Überblick
    4.1. Geologie

Stefan Engfer - Ties Hildebrand - Erik Larsen - Gunnar Markus



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1. Aufgabenstellung

2. Einordnung des Kartenblattes

3. Allgemeine Blattbeschreibung

4. Physischgeographischer Überblick
    4.1. Geologie
    4.2. Hydrologie
    4.3. Böden
    4.4. Vegetation und Landwirtschaft
    4.5. Rohstoffe

5. Anthropogeographischer Überblick
    5.1. Siedlungsgenese des Raumes
    5.2. Ortsnamen
    5.3. Siedlungsformen
    5.4. Hildesheim:
        5.4.1. Historische Stadtentwicklung
        5.4.2. Funktionale Gliederung
    5.5. Verkehrswegenetz
    5.6. Siedlungsentwicklung
    5.7. Raumordnung und Raumplanung

6. Teilsynthesen
    6.1. Physische Gunsträume und
    Siedlungsentwicklung
    6.2. Allgemeine Topographie und
    historische Stadtentwicklung Hildesheim
    6.3. Geologie und Gewässer- /
    Verkehrswegenetz
    6.4. Naturraumpotential und
    Naherholungsgebiete
    6.5. Landnutzung und
    Siedlungsentwicklung
    6.6. Bodennutzung und Wirtschaft /
    Industrie
    6.7. Infrastruktur und Wirtschaft /
    Industrie
    6.8. Bodengüte und Status
    der Bevölkerung

7. Gesamtsynthese

8. Literaturverzeichnis

9. Benutzte Karten

10. Angang: Die Karten und Profile
     10.1. Bodenarten und Bodentypen
     10.2. Gewässernetz
     10.3. Höhenschichten und
     Gewässernetz
     10.4. Höhenschichten mit
     Siedlungsflächen und Verkehr
     10.5. Potentielle Vegetationsdecke
     und aktuelle Waldbedeckung
     10.6. Siedlungsflächen und
     Verkehrswege
     10.7. Entwicklung des
     Gewässernetzes im Leinetal
     10.8. Profilschnitte 1,2,3 und 6
     10.9. Profilschnitte 4 und 5
     10.10. Profil G, Abschnitt 1 und 2
     10.11. Untersuchungsgebiet in
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Beginnend im Südwesten des Kartenblattes sollen nun die Strukturen des Mesoreliefs näher erläutert werden, weil diese als Geofaktoren eine entscheidende Rolle bei der Besiedlung und weiteren Entwicklung des Raumes einnehmen. Um Aussagen über die geologischen Verhältnisse des Untergrundes machen zu können, wurde zunächst der Profilschnitt G im rechten Winkel durch die NW-SO-streichenden Höhenzüge gelegt. Im Anschluß daran wurden mit Hilfe der geologischen Karten die Schichtgrenzen der Gesteine an der Erdoberfläche markiert. Weil die Ablagerungsreihenfolge der Sedimentgesteine bekannt ist, können die Schichtgrenzen andeutungsweise in den Untergrund verlängert werden.

Der Geologischen Karte (3924 Gronau) läßt sich entnehmen, daß der Duinger Berg in seinen höchsten Bereichen aus Gesteinen des Oberen Jura – also aus widerstandsfähigen Kalksteinen – besteht. Die Profile G und 6 zeigen, daß eine ausgeprägte Hangasymmetrie vorliegt. Der südwestliche Hang ist wesentlich flacher geneigt als der nordöstliche, weil die Schichten nach Südwesten einfallen, und im Laufe der Zeit die weicheren Gesteine über und unter dem Kammbildner (hier: Ton-, Tonmergel- und Sandsteine der Unterkreide bzw. Mittlerem bis Unterem Jura) ausgeräumt worden sind. Der Höhenzug mit dem Namen Külf setzt sich aus Muschelkalk zusammen und zeigt keine so deutliche Hangasymmetrie mehr. Die oberflächennahen Schichten nehmen auf der Geologischen Karte viel schmalere Bänder ein, was darauf hindeutet, daß die Schichten wesentlich steiler aufgestellt sind als die des Duinger Berges. Beide Strukturen können als Schichtkämme bezeichnet werden und sind typisch für die vorhandene Landschaftsform.

Abb.1: „Schematischer Querschnitt durch einen Schichtkamm und eine Schichtstufe“.
Quelle: Seedorf (1992), S.102.

Die mächtigen Gesteinsschichten des Deckgebirges bestehen aus Sedimenten, die im Erdmittelalter (Mesozoikum) von zahlreichen Meereseinbrüchen über dem älteren Grundgebirge des Paläozoikums abgelagert wurden. Die sogenannte „Saxonische Faltung“, die im Jura begann und bis in das Tertiär andauerte, hat das Deckgebirge mit einem von SSW wirkenden Druck gepreßt, gefaltet und zerrissen. Als Folge davon bildeten die gestauchten Gesteinsschichten Mulden (Synklinalen) und Sättel (Antiklinalen) aus. Wenn die Schichten einer solchen Faltung nicht standhielten, zerbrachen sie in Schollen; daraus erklären sich die hierfür gebräuchlichen Namen „Bruchfaltung“ und „Bruchschollenlandschaft“. Die Streichrichtung der Höhenzüge von NW nach SO wird der Längsachse des Harzes entsprechend als herzynisch bezeichnet.

Abb.2: „Sättel (Antiklinalen) und Mulden (Synklinalen)“. Quelle: Schrader (1965).

Die so geschaffenen Strukturformen waren Tausende von Jahren der Verwitterung ausgesetzt und wurden entsprechend der Widerstandsfähigkeit der jeweiligen Gesteine mehr oder weniger erodiert. Wenn auf diese Weise ehemalige Mulden durch Herauspräparierung der widerstandsfähigen Gesteinsschichten zu Bergen und ehemalige Sättel durch Ausräumung der weichen Gesteine zu Tälern umgewandelt wurden, spricht man von einer Reliefumkehr. Die hier zu beobachtende Oberflächengestaltung wird als Schichtkammlandschaft bezeichnet, weil die langgestreckten, firstartigen Bergrücken das Erscheinungsbild prägen. Diese Bergrücken bestehen vielfach aus Muschelkalk, Oberem Jura und Kreide (also aus widerstandsfähigem Kalkstein), während die ausgeräumten Schichten häufig aus Unterem Buntsandstein, Keuper und Unterem Jura (also aus schnell verwitternden Gesteinen) zusammengesetzt sind. Hierzu gibt das Profil G einen guten Überblick.

Betrachtet man das gegenüberliegende Leineufer, fällt in den Profilen G und 5 sofort die steil aufragende Stirnseite der Sieben Berge auf, zu denen auch die Hohe Tafel − der mit  395 müNN höchste Punkt des Kartenblattes − gehört. Auch östlich der Leine können die verschiedenen Schichten nur noch in sehr schmalen Bändern identifiziert werden, was wiederum auf das verhältnismäßig steile Einfallen der ursprünglich horizontal abgelagerten Sedimentgesteinsschichten hindeutet. So kommen wir zu der Vermutung, daß es sich beim Leinetal um einen ehemaligen Sattel handelt, der entweder schon zur Zeit der Saxonischen Faltung oder erst später durch Salzaufstieg aufgewölbt wurde. Anschließend könnte er durch Salzauswaschung im Untergrund eingestürzt und sich dann zum heutigen Leinetalgraben entwickelt haben. Auf die Rolle des Salzes bei der Landschaftsgenese wird noch genauer einzugehen sein.

Die Sackberge (Sieben Berge, Vorberge) mit ihren relativ flach lagernden Gesteinsschichten haben die Erscheinungsform einer Schichtstufe, die sich dadurch von einem Schichtkamm unterscheidet, daß die gesamte Struktur eher einen Plateaucharakter besitzt, d.h. der Einfallswinkel der Schichten beträgt weniger als 10°. Die am Leinetalgraben in den Untergrund abtauchenden und einige Kilometer weiter nordöstlich wieder zum Vorschein kommenden Schichten legen nahe, daß es sich bei den Sackbergen aber gleichzeitig auch um eine Mulde handeln muß.Dies bedeutet zwar, daß der Einfallswinkel nicht eindeutig bestimmt werden kann; trotzdem paßt die Bezeichnung Schichtstufe noch am besten zu der Struktur. Die sog. Sack-Mulde, oder auch Gronauer Mulde, ist im Profil 5 dargestellt.

Die Sackberge müssen größtenteils aus einem wasserdurchlässigem Gestein bestehen, weil sie zwar ausgeprägte Talformen aber keine Flüsse aufweisen. Der Kalkstein der Oberkreide kann als verkarstungsfähiges Gestein angesehen werden, d.h. er bildet Klüfte und Dolinen (Erdfälle), in denen das Wasser versickert, ohne sich an der Erdoberfläche sammeln zu können. Die deutlich erkennbaren Trockentäler im Inneren der Mulde müssen zu einer Zeit entstanden sein, als das Wasser nicht so wie heute in den Spalten und Klüften der Kalksteine versickern konnte, sondern daran zum Beispiel durch die versiegelnde Wirkung von Eis während der Kaltzeiten (Permafrostboden) gehindert wurde. Wie man am Profil 1 durch den oberen Abschnitt des Hambachtales unschwer erkennen kann, muß die fluviale Erosionsleistung beträchtlich gewesen sein, weil sich sonst kein so ideales Kerbtal hätte ausbilden können. Die kurzen zur Leine entwässernden Bäche am steilen Stirnhang der Schichtstufe entstanden durch rückschreitende Erosion, die hier aufgrund der hohen Reliefenergie und großer Mengen von Schmelzwasser während der Warmzeiten eine große Wirkung entfaltet haben muß. Weiterhin fällt bei der Betrachtung der Karte Höhenschichten und Gewässernetz auf, daß eine ganze Reihe von kleinen Bächen in einer Höhenstufe von ca. 120-140 müNN am Fuße der Sackberge entspringt. Dies hat seine Ursache wahrscheinlich in wasserundurchlässigen Tonstein-Lagen im Flammenmergel der Unterkreide, die dort an die Erdoberfläche treffen. Ein ausgeprägter Quellhorizont, wie er bei der Karsthydrologie oft vorkommt, ist jedoch nicht festzustellen, ebenso wenig die dazugehörenden stark schüttenden Karstquellen oder Höhlen.

Die umlaufenden Höhenzüge des Hildesheimer Waldes stellen sich im Profil G als zwei doppelte parallele Schichtkämme dar. Die eingeschlossene „Wanne“ wird durch die Warme Beuster (NW → SO) und die Kalte Beuster (SO → NW), die sich bei Diekholzen vereinigen und den nordöstlichen Rücken durchbrechen, entwässert. Westlich von Diekholzen hat die Warme Beuster ein gleichmäßiges Mulden-Kerbtal eingetieft (siehe Profil 3). Hangasymmetrien sind kaum zu erkennen, was auf eine recht geringe Verwitterungsbeständigkeit und gleichbleibende Denudationsraten schließen läßt. Lokale Erosionserscheinungen, die diese Annahme bestätigen, treten am Nordwestende des Hildesheimer Waldes und nordwestlich von Diekholzen am Escherberg auf. Dort lassen sich anhand der Böschungssignaturen zahlreiche Erosionskerben am inneren Rücken entdecken, deren mögliche Ursachen (Eintiefung durch Weg oder Bach) wegen des zu kleinen Maßstabes nur auf der Topographischen Karte 1 : 25 000 genauer zu unterscheiden sind. Das Gewässernetz innerhalb des Hildesheimer Waldes ist im Vergleich zu dem der Sackberge sehr dicht (siehe Karte Höhenschichten und Gewässernetz). Hieraus ergeben sich eindeutige Hinweise auf die Zusammensetzung des Gesteinsuntergrundes. Es ist sehr wahrscheinlich, daß zumindest die inneren Rücken des Hildesheimer Waldes aus wasserundurchlässigem Gestein aufgebaut sind, oder das Gestein zumindest wasserundurchlässige Schichten (z.B. Tonstein-Lagen) enthält, weil sich dort das Wasser oberflächlich sammelt und zu vielen kleinen Bächen vereinigt. Ein umlaufender Quellhorizont bzw. eine allgemeine Höhe, auf der viele Bäche −oft nicht als eigentliche Quelle− ihren Anfang nehmen, ist bei ca. 200-220 müNN zu erkennen. Diese Gegebenheit läßt auf einen Wechsel der geologischen Schichten schließen. Eine Überprüfung anhand des Profils G ergab einen Schichtwechsel von Mittlerem zu Unterem Buntsandstein, wobei letzter als Sperrschicht fungiert.

Der äußere Rücken, der nur an der südwestlichen Flanke deutlich hervortritt, ist stark zertalt. Dies läßt vermuten, daß entweder das Gestein leicht erodierbar ist, oder daß rückschreitende Erosion über einen geologischen Zeitraum diese Rücken von Südwesten her zertalt hat. Auch hier muß davon ausgegangen werden, daß es sich um leicht erodierbares oder zumindest leicht lösbares Gestein handelt. Gegen gute Erodierbarkeit würden die im Vergleich zur Hangneigung der inneren Rücken relativ steilen Hänge sprechen, die eher der Beweis für ein recht verwitterungsbeständiges Gestein wie z.B. Kalkstein sind. Außerdem treten im Hildesheimer Wald, verstärkt im Nordwesten, Teichketten auf, die Lösungsprozesse im carbonathaltigen Untergrund naheliegend erscheinen lassen. Allerdings sind diese nur auf den 1 : 25 000-Karten zu erkennen.

Betrachtet man den Nordwesten des Hildesheimer Waldes auf der Karte Höhenschichten und Gewässernetz fällt auf, daß südlich des Brandberges die Höhenschicht 220-240 m hier die einzige Lücke aufweist − abgesehen vom Beuster-Durchbruch bei Diekholzen. Der Eddinghauser Bach entspringt direkt in der Einsattelung zwischen Brandberg und der südlich gelegenen Höhe 250 m. Das Profil 2 zeigt zwei Querschnitte, die im rechten Winkel zur Längsachse des Hildesheimer Waldes durch den Brandberg und durch die Eintalung des Eddinghauser Baches südlich davon gelegt wurden. Hierbei wird anschaulich, wie stark sich der Bach schon durch rückschreitende Erosion im Laufe der Jahre in den Rücken eingetieft hat. In − geologisch betrachtet − recht kurzer Zeit könnte es hier zu einer Talanzapfung kommen, bei der die obere Warme Beuster in Zukunft durch den Eddinghauser Bach nach Südwesten entwässern würde. Der Höhenunterschied zwischen Einsattelung des Eddinghauser Bachs und Beustertal, nach dessen Aufhebung infolge fortschreitender Tiefenerosion eine Talanzapfung möglich wäre, beträgt „nur“ noch 10-15 m auf eine Distanz von ca. 600 Metern.

Die Kaliwerke im Inneren des Hildesheimer Waldes (Mathildenhall und Kaliwerk Hildesia bei Diekholzen) und die Saline Heyersum an dessen Nordende legen nahe, daß im Untergrund Zechstein (Steinsalz) ansteht. Unterstützt wird diese Annahme durch die zahlreichen Erdfälle südlich und östlich von Diekholzen, die auf der TK 50 nur noch als eine Kette von kleinen Teichen zu erkennen sind, auf der TK 25 aber ausdrücklich als solche bezeichnet sind. Beachtet man auch Hinweise wie beschreibende Ortsnamen (Roter Berg und Rottberg für den inneren Rücken), gelangt man zu dem Schluß, daß es sich bei den inneren Rücken um Buntsandstein handeln könnte. Weil die Ablagerungsreihenfolge der Sedimentgesteine bekannt ist, steht damit fest, daß das Innere der Struktur die ältesten Gesteinsschichten aufweist. Je weiter man sich nach außen bewegt, desto jüngere Gesteine trifft man an. Demzufolge muß der Hildesheimer Wald eine geologische Antiklinalstruktur (also ein Sattel) sein.

Eine spezielle tektonische Dynamik geht hierbei von den schon erwähnten Salzen aus. Diese sind durch die Eindampfung des Zechsteinmeeres im Perm entstanden und über den älteren Gesteinsschichten abgelagert worden. Die Salze erfahren durch das darüberliegende jüngere Deckgebirge einen enormen Auflastdruck, welcher sie plastisch und damit mobil werden läßt. Dieser Vorgang wird auch als Halokinese bezeichnet. Das Zerbrechen des Deckgebirges in Schollen durch die Saxonische Faltung ermöglichte dann, daß die Salze dem Druck ausweichen konnten, indem sie den Bruch- und Verwerfungslinien folgend sowie an den Grabenrändern aufstiegen. Dabei wölbten sie die darüberliegenden Gesteinsschichten wie Sättel zu Aufbeulungen auf, während dort, wo Salz abwanderte, die Gesteinsschichten durch ihr Einsinken Mulden schufen. In punktuellen Salzstöcken (z.B. Sarstedter Salzstock knapp nördlich außerhalb des Kartenblattes, siehe Karte Tektonische Situation) oder auch in langgestreckten Salzmauern) gelang es den Salzen bis kurz unter die Oberfläche aufzusteigen und somit alle darunter liegenden Gesteinsschichten zu durchdringen, wobei diese oft mitgeschleppt und dadurch steil aufgerichtet wurden. Als Folge davon stehen Kalisalze im Kartenblatt oberflächennah an und spielen bei den abbaubaren Bodenschätzen dieser Region eine wichtige Rolle (z.B. im Hildesheimer Wald).

Der Hildesheimer-Wald-Sattel, der in der Literatur auch als Salzdetfurther Sattel bezeichnet wird, könnte also durch Salzauslaugung im Grundwasserbereich zunächst eingebrochen und anschließend ausgeräumt worden sein. Die Ausräumung von Gesteinstrümmern und Verwitterungsmaterial ließ den Sattel dann durch die Reliefumkehr das Erscheinungsbild einer Mulde annehmen. Der Abfluß bei Diekholzen könnte ein epigenetisches Durchbruchstal sein, das sich durch fortschreitende Hebung des Sattels immer stärker eingetieft hat. Die Geologische Karte bestätigt schließlich die Vermutung, daß die inneren Rücken aus Buntsandstein und die äußeren aus Muschelkalk bestehen.

Abb.3: „Schichtkammbildung und Reliefumkehr“. Quelle: Schrader (1965).

Beim Vergleich der Karten der Tektonischen Situation und der Höhenschichten zeigt sich, daß der Hildesheimer Wald dort am höchsten ist, wo sich zwei weitere Sättel mit seiner Struktur vereinigen. Westlich von Hildesheim liegt der Giesener Sattel; er trifft von Norden her auf den Hildesheimer Wald und könnte eine zusätzliche Hebung bewirken. Als Indizien können der 276 m hohe Sonnenberg und die starke Zertalung an der Südflanke − beide in direkter Verlängerung des Giesener Sattels − dienen. Der Sonnenberg ist der höchste Punkt in einem Umkreis von vier Kilometern. Die starke Zertalung westlich und östlich des Hainholzberges läßt sich auf die durch Hebung größere Reliefenergie zurückführen. Unmittelbar östlich außerhalb des Kartenblattes trifft der Rhüdener Sattel vom Harz kommend bei Bad Salzdetfurth auf den Hildesheimer Wald. Auch hier hat wahrscheinlich eine Hebung und zusätzlich noch eine Verwerfung stattgefunden, was zur Folge hatte, daß hier die höchsten Berge zu finden sind. Im Profil 4 wird versucht diese schwierigen Verhältnisse darzustellen. Alle drei inneren Höhenzüge dieses Bereichs (Griesberg, Bösenberg, Steinberg) sind in ihren Gipfeln deutlich höher als 300 müNN.

 


KARTENINTERPRETATION BLATT L3924 HILDESHEIM • Stefan Engfer - Ties Hildebrand - Erik Larsen - Gunnar Markus • 1998


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