GLÜCKAUF
Berg- und Hüttenmännische Zeitschrift
Nr. 5 2 25. D ezem b er 1926 62. Jahrg.
D er Bau Mitteleuropas
mit besonderer Berücksichtigung des rheinisch-westfälischen K ohlengebietes.
Von P ro f e sso r Dr. H. S t i l l e , Göttingen.
Die nachstehenden A usführungen1 gründen sich im wesentlichen auf Forschu n gsergeb nis se, über die schon an anderer Stelle in größerer Ausführlichkeit berichtet worden i s t 2. Hier sollen g e w is s e Vor
stellungen aus dem Gebiete der tektonischen G e o lo g ie zunächst allgem ein erörtert und sodann zur Deutung von Sonderverhältnissen Rheinland-W estfalens, so auch der Kohlenführung, h erangezogen werden.
Der Boden Deutschlands enthält bekanntlich zwei Hauptkohlenform ationen, eine ältere, das S teinkohlen
g eb ir ge des Oberkarbons, und eine jüngere, das Braunkohlengebirge der Tertiärzeit. Bei der ver
gleichenden Betrachtung dieser beiden Kohlenforma- tionen heben sich einige Besonderheiten und U nter
sc hiede deutlich hervor. Dabei sei zunächst nicht an die Unterschiede hinsichtlich der Art der Kohle gedacht, denn diese gleichen sich mit dem Fortgange der geo lo g isc h e n Zeit und ihrer Ereignis se aus, sondern an Unterschiede, die bleiben werden, auch wenn sich dereinst die Braunkohle zur Steinkohle fortentwickelt haben wird. Es handelt sich im w e s e n t lichen um M ä c h t i g k e i t s v e r h ä l t n i s s e , und zwar so w o h l der F l ö z e an s i c h als auch hinsichtlich der sie umschließenden K o h l e n f o r m a t i o n e n .
W as zunächst die F l ö z e an s i c h anlangt, so pflegt bekanntlich die Braunkohle in großen, die Steinkohle in gerin gen Flözmächtigkeiten aufzutreten. Die bau
würdigen Steinkohlenflöze sind in W estfalen im Durchschnitt etwa 1 m mächtig, während die Braun
kohlenflöze im allgem ein en eine Mächtigkeit von 5 bis 25 in aufweisen, die jedoch, wie z. B. im Vorgebirge bei Köln oder im Geiseltale bei Merseburg, auch erheblich überschritten wird.
Hinsichtlich der K o h l e n f o r m a t i o n e n verweise ich zunächst auf die Riesenmächtigkeit des Stein k ohlen geb irges. Sie wird in W estfalen im allgem ein en mit 3000 m an gegeben, dürfte sich aber au f Grund neuerer Feststellungen auf 50 0 0 m belaufen, obgleich hier nur das Untere Oberkarbon vertreten ist. Etwa dieselbe Mächtigkeit hat die Steinkohlenformation des Saar
bezirks, w elc h e die Saarbrücker Stufe (U n teres Ober
karbon) und die Ottw eiler Stufe (O beres Oberkarbon) umfaßt, und in Oberschlesien schwillt die Kohlen
fo n n a tio n sogar auf 7000 m an. D agege n ist bei der Braunkohlenformation eine Mächtigkeit von 2 0 0 - 3 0 0 m, w ie sie sich z. B. im H elm stedter Revier findet, schon außergew öhnlich groß.
1 Auszug aus einem vor d e r V ereinigung d e r Museurasfreunde in Essen am 18. Januar 1926 gehaltenen V ortrag.
* S t i l l e : G rundfragen d e r verg leichenden Tektonik, 1924; Kohlen
bildung als tektonisches Problem , Braunkohle 1926, S. 913.
Das Steinkohlengebirge enthält die F löz e in groß er Zahl, während im Braunkohlengebirge nur w en ige Flöze, oft nur eins oder zwei, aufzutreten p flegen. Die F löz e ergeben in W estfalen eine Gesamtkohlenmächtigkeit von rd. 100 m, im Saar
gebiet von rd. 140 m und in Oberschlesien von rd. 3 0 0 m. Vergleicht man diese Zahlen mit der Mächtigkeit des gesamten S teinkohlengebirges, so findet man für die Steinkohlenformationen einen Kohleninhalt von durchschnittlich etwa 3 o/o. D agegen entfällt auf die Kohle bei der Braunkohlenformation in folge der großen Mächtigkeit der Einzelflö ze und der geringen Mächtigkeit des ganzen K ohle ngebir ges ein verhältnismäßig hoher Anteil.
In Deutschland stehen sich also ein älterer und ein jüngerer Koh lengebirgstypu s gegenüber. Der ältere zeigt eine mächtige Kohlenfortnation mit vielen, aber dünnen Flözen, die in sgesamt nur w en ige Hundertteile der G esam tm asse des K ohlengebirges ausmachen; hier ergeben sich a lso g erin ge absolute und relative Flözmächtigkeiten. Beim jüngern T yp us handelt es sich um eine gerin gm ächtige K oh len formation mit w en igen , aber starken F löz en und einem hohen Kohlenanteil, d. h. um g ro ß e ab solute und relative Flözmächtigkeiten. Mit dieser Ver- schiedenartigkeit der Flözformationen werden sich die nachstehenden Ausführungen beschäftigen, und dabei wird zu erkennen sein, daß nicht nur die heutige Lagerung, sondern auch die E ntstehung der Kohle ein t e k t o n i s c h e s P r o b l e m ist, da die S on d er
verhältnisse der beiden Koh lengebirgstypen in den Sonderverhältnissen der tektonischen Vorgän ge der E ntstehungszeit begründet liegen.
Der tektonische Bau des Bodens ist das Ergebnis von B e w e g u n g sv o r g ä n g e n in der aus Gestein be
stehenden Erdkruste, und diese B ew egu n ge n leben heute noch fort, wie die Erdbeben beweis en. Man kennt nun in der Erdgeschichte zunächst solche B ewegungen, die durch lange Zeiträume hindurch einigermaßen gle ich m äß ig verlaufen (säkulare Be
w e g u n g e n ) und an g egenw ärtigen Verhältnissen zu beobachten sind, da sie auch heute noch andauern.
Gewisserm aßen vor unsern Augen steigt Fennoskandia (Finnlajid-Skandinavicn) aus dem Aleere auf, denn dort sind die A u fw ärtsbew egu ngen meßbar. So beläuft sich z. B. das jährliche A ufsteigen bei Stock
holm auf etwa % cm, bei Ratan in Finnland sogar auf mehr als 1 cm. Die einst tiefere Lage d es Festlan d e s g eben die »Terrassen« genannten Einebnungsstreifen der B r an d u n gsw oge an, die entla ng den Küsten über dem heutigen M eeresspiegel liegen. Dabei steigen die
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gehobenen Terrassen in den Fjorden N or w e g e n s land
einwärts an, ein Zeichen dafür, daß die H e b u n g im Innern des Landes stärker ist als an der Küste. Aus der Gesamtheit solcher Einzelbeobachtungen ergibt sich das Bild einer schildförmigen A u fw ö lb u n g F ennöskandiens in der Gegen wart und der jungen g eo lo g isc h e n Vergangenheit (Abb. I 1). N och ein
Abb. 1. Die postglaziale H e b u n g Fennöskandiens.
anderes ist bemerkenswert. Zwischen den die Küste in verschiedener H öh e begleitenden Terrassen liegen steilere H änge ohne solc he; dabei bezeugen die Terrassen, daß das feste Land zur Zeit ihrer Bildung etwas länger diese lbe Lage zum M eeresspie gel bei- bchalten hat, während die Zwischenstücke zwischen den Terrassen Zeiten kennzeichnen, in denen das Land etwas schneller aufgestiegen sein muß, so daß das Meer keine Verebnungen einschneiden konnte. Somit ist die »Kontinuität« der H ebu ng Fennöskandiens im Sinne ungleichmäßiger Kleinakte oder auch zahl
reicher Einzelrucke zu verstehen, die durch Zeiten verschvvächter H ebu ng oder solche ohne H ebu ng unterbrochen worden sind.
Säkularen H ebungen der geschilderten Art stehen in der Gegenwart Beispiele säkularer Senkungen gegenüber. So ist aus dem Vergleich der Feinnivelle-
Abb. 2. Senkungsvorgänge im oberbayrischen Alpenvorlande (nach M. Schmidt).
ments des letzten Halbjahrhunderts erkennbar, daß sich die Münchener H och fläc h e im Zustande des Einsinkens befindet (Abb. 2). E benso w ie es sich bei
1 Die Abb. 1 und 2 sind dem Lehrbuch d e r Geolo gie von Ein. K a y s e r (6. und 7. Aufl., Bd. 2, S. 293 und 298) entnommen worden.
Fennoskandien nicht um eine g leich m äßige Hebung, sondern um eine sc hildförm ig e Auftreibung handelt, liegt auch im Bereiche der Münchener Hochebene keine g leich m äßige Senkung, sondern eine trogartige in dem Sinne vor, daß sich die Senkung in einer bestimmten Linie am stärksten, etwa um 2 - 3 mm im Jahr, vollzieht und sich von hier aus nach den Seiten hin immer mehr verschwächt. A lso in beiden Fällen g e la n g t man zur V orstellung von V e r b i e g u n g e n des Bodens, im ersten Falle von aufwärtigen, im zweiten von abwärtigen. Bemerkensw erterweise ist mit der abwärtigen Verbiegung des Untergrundes der Mün
chener H o c hfläche eine Verkürzung des Sen kungs
troges im Querschnitt erfolgt, so daß die Stadt München und die Alpen im Laufe der letzten 50 Jahre einander um etwa 12 cm näher g ek o m m e n sind.
Aufwärts- und A bw ärtsb ew egu ngen der g e schilderten Art bezeichnet man in der G e o lo g ie als
»epirogen«. Sie schaffen, durch lange g eo lo g isc h e Zeiten fortwirkend, einerseits g ro ß e Festla nd
schw ellen (Geantiklinalen) und anderseits tiefe Senken (G co sy n k lin a len ). Indem Sedimente die G eosynklinalen immer wieder auffüllen, werden diese zu den Stätten mächtiger Sedimentation, w obei die Mächtigkeit annähernd das Ausmaß der Senkung wiedergibt.
Das W esentliche dieser epir ögenen Vorgänge liegt, abgese hen von ihrer Kontinuität, darin, daß sie das tektonische G e fü g e des Bodens unberührt lassen, weil sic eben weitsp ann ig sind. D ieser Begriff weit- spannig setzt nicht gerade B e w egu n ge n im Ausmaße ganzer Kontinente oder groß er Länder voraus, sondern es gib t auch epirogene V orgän ge (Spezial- undationen) von kleinerm Ausmaße, bei denen das örtliche B od en gefü ge aber im merhin gew ah rt bleibt.
Solche Spezialundationen ergeben sich besonders aus paläogeographischen Studien. Schon la n ge hat man sie in der Bildungsgeschichte d es alpinen M esozoikum s und neuerdings auch im deutschen Mesozoikum und im Paläozoikum des Rheinischen S chiefergebirges erkannt. S olch e w en iger weitspannig en epirögenen V orgänge haben auch die ersten Anlagen großer Mulden (richtiger Spezialbecken) und Sättel (richtiger S pezia lschwellen) der Oberkarbonzeit gesch affen , auf die man im westfälischen Oberkarbon durch Arbeiten von markscheiderischer Seite in den letzten Jahren aufmerksam gew orden ist. D iese epirögenen Vor
g ä n g e werden von Zeit zu Zeit durch katastrophale Ereignis se unterbrochen, w elc h e die Struktur des Bodens durch Verwerfungen, Faltungen, Überschie
bungen usw. verändern, und die man als gebirgs- bildend (o r o g e n ) bezeichnet. Sie stehen als g e l e g e n t lich auftretende (e p iso d isch e) Erdrevolutionen den mehr stetig vor sich geh enden Evolutio n en der epirögenen Zeiten gegenüber. Daß sie nur an kurz
fristige Phasen der Erdgeschichte geb u nd en sind, in diesen Phasen aber weltw eite Verbreitung haben, ist der Inhalt des »orogenen Zeitgesetzes«.
Man p flegt die seit der kambrischen Zeit ein
getretenen orogenen V orgän ge zu drei großen Faltungsären zusammenzufassen, die als kaledonisch, variskisch und alpidisch bezeichnet werden. Jede davon hat ihre Einzelphasen, und in sgesam t sind etwa 30 Phasen orogener Vorgänge erkennbar. Die variskische, die für den Bau des rheinisch-w estfäli
schen K ohlengebirges ihre ganz b esondere Bedeutung
geh ab t hat, umfaßt 4 Hauptphasen und eine w en iger wichtig e Schlußphase, die sich in fo lg en d e r W eise der g eo lo g isc h e n Zeittafel einfügen:
P h a s e n d e r v a r i s k i s c h e n F a l t u n g Trias
P fälzis che Faltun gsph ase Zechstein
Oberrotliegendes
Saalische F altungsphase U nterrotliegendes
Oberes Oberkarbon (Ottweiler Schichten) Asturische Faltun gsph ase
, T i /-m i u I Produktives Karbon und Unteres Oberkarbon { , .... ,, ,
( Flozleeres W estfalens Sudetische Faltungsphase
Unterkarbon
Bretonische F altu n gsp h ase1 Devon.
Der g r o ß e amerikanische G e o lo g e James H a l l hat in der Mitte des vorigen Jahrhunderts erkannt, daß gerade in den G ebirgszonen die Sedimente besonders g ro ß e Mächtigkeiten besitzen. Da nun g ro ß e Mächtigkeit der Schichten die Lage der alten G eosynklinalen bezeichnet, so ist es schließlich nur eine andere Ausd rucksw eise für die Hallsche F e st stellung, wenn man sagt, daß die Gebirge aus den G eosynklinalen hervorgehen. G ewiß sind Meere und Gebirge die größten m orp hologisch en Gegensätze, und doch bestellt zwischen ihnen ein nahes verwandt
schaftliches Verhältnis. Daß nun gerade die Geo- synklinalen gefaltet werden, liegt an ihrer Zusammen
setzung aus leicht faltbaren Gesteinen, nämlich aus mehr od er w en iger flachen Schichtentafeln. Die G eosynklinalen zeigen in rhythm ischer F o lg e ein lang andauerndes, von mächtigen Sedimentationen begleitetes Sinken, unterbrochen durch die e p iso d i
schen Faltungen.
Führt man, w a s als durchaus a n g ä n g ig er
scheint, nicht nur die episodischen Gebirgsbildungen, sondern auch die epirogenen Vorgänge als »W ellu n g en von großer Spannweite« auf den in der Erdkruste herrschenden Seitendruck zurück, so kommt in der geschilderten Rhythmik der Vorgänge ein Rhythmus in der Intensität der Druckkräfte zum Ausdruck.
Somit teilt sich die Geschichte eines Gebirges in drei Phasen. Die erste ist die Geosynklinalzeit, die Zeit der V o r b e r e i t u n g der G ebirgsb ild un g durch das Sinken des Bildungsraumes und die Sedimentation darin. Die zw eite ist die e i g e n t l i c h e G e b i r g s b i l d u n g , die kurzfristig erfolgt. A ls dritte Phase kann man die Beseitigung der m o rp hologisch en G ebirgsaufragung durch A b t r a g u n g u n d V e r s i n k e n ansprechen. So würde die Entwicklung wen igsten s bei einem »monorogenen« Gebirge sein, das durch einen einm aligen orogenen Akt gesch affen worden ist. Die Gebirge sind aber eigentlich durch
w e g »polyorogen«, d. h. durch w ied erholte O rogenesen entstanden, und so p flegt mit der dritten Phase schon wieder die erste, die Vorbereitungsp hase eines neuen tektonischen Zyklus, zusammenzufallen, der in der erneuten G ebirgsb ild un g die zweite Phase folgt.
Den Räumen der F altun g einer bestimmten Faltungszeit stehen Räume ohne diese Faltungen gegenüber, und das sind im allgem ein en Räume von
1 Nach neuern U ntersuchungen scheint die bretonische Faltung 3 Unterp hasen zu besitzen, die sich auf das jüngste O berdevon und frühe U nterkarbon verteilen.
höherer Stabilität. O ft ist die Sachla ge so gew esen , daß sic von den Äußerungen des orogenen Druckes, der in den leicht faltbaren (m ob ilen) Zonen die G ebirge schuf, ganz verschont geb lieb en sind; oft aber haben sich auch in ihnen o roge n e Reaktionen gezeigt, wenn auch ganz andersartige, z. B. einfache Zerberstungen und Schollenverschiebungen. Eine Mittelform zwischen den einfachen S ch ollenver
schiebungen (B lo c k g e b irg e) und den eigentlichen Faltungen (F a lte n g e b irg e ) nimmt die bei der jüngern deutschen G ebirgsb ild un g in weitestem U m fa n g e ein
getretene »Bruchfaltung« ein, d. h. eine S ch olle n a u flösun g des Bodens, die aber im groß en und ganzen doch noch eine g e w is s e A nordnung der g e g e n einander verschobenen Schollen nach H eb u n gs- und Senkungslinien, die mit den Sattel- und Muldenlinien des eigentlichen F alten geb irges vergleichbar sind, erkennen läßt.
So sind wir zu einem wichtigen Grundsätze der Tektonik geführt worden. Man erkennt in der Erde sehr w echseln de B a u s t i l e , deren Haupttypen als Blockgebirge, Bruchfaltengcbirge, F altengebirge im e n g e m Sinne und Deckengebir ge bezeichnet werden können. Bei ihrer Entstehung haben aber nicht ver
schiedene Kräfte gewirkt, sondern d ieselb e Kraft hat verschieden gewirkt, und zwar in fo lg e der Ver
schiedenheit des Untergrundes. So entsteht g le ic h zeitig in dem leicht faltbaren ( m o b ile n ) Raume die Faltun g und in dem sich der Faltun g widersetzenden (stabilen) Raume die Bruchfaltung od er das Block
gebirge, oder es unterbleibt bei sehr hoher W id e r standsfähigkeit des Bodens schließlich jeglich e o r o gen e Reaktion.
Die »Stabilität« kann dem Boden durch eine Reihe von Umständen g eg e b e n werden, unter denen die Faltungen und die der Zementierung eines klüftigen Untergrundes vergleichbaren Intrusionen magma- tischer Massen voranstehen. Dazu kommt noch die ep irogene H ebu ng, die etwa vorhandene oder zwischendurch zur Ablagerung gekom m ene flache und damit faltbare ¡Schichtensysteme der Abtragung entgegenführt. D em g eg e n ü b e r ist der wichtigste
»mobilisierende« V o r g a n g die ep irogen e Senkung, w elc h e die G eosynklinalen schafft und damit die Bildung der großen Systeme flacher und leicht fa lt
barer Schichtenmassen einleitet.
So können sich n e b e n e i n a n d e r und g l e i c h z e i t i g die verschiedensten Baustile des Bodens entwickeln, w eil sich die verschiedensten B od en konstitutionen nebeneinander finden, und so g ib t es auch alle Übergänge von einer Bauform zur ändern, weil eben alle Übergänge in der Bod enkon stitution vorhanden sind. Es feh len also scharfe Schnitte etwa zwischen Block geb irge und Bruchfaltengebirge od er zw ischen Bruchfaltengebirge und Falt en geb irge im engern Sinne. Aber auch n a c h e i n a n d e r entwickeln sich im gle ich en Raume die verschiedensten Baustile entsprechend dem zeitlichen W ec h s el der Boden- konstitution in d em selb en Raume. Vielfach er folgt dieser W echsel im Sinne einer zunehmenden Kon
solidation des Untergrundes durch F a ltu n g und In
trusionen, und dem entspricht die Abänderung der jew eils jüngern orogenen Form in der Richtung vom Falten- zum Sch ollengebirge. D as Endziel der Ent
w ick lu ng ist dann ein voll konsolidierter Boden, den die orogenen Kräfte nicht mehr b eeinflu ssen.
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Ein Beispiel für das Nacheinander der tektoni
schen Baustile bietet das rheinisch-westfälische K ohlengebiet: in einer altern P hase der O r ogen ese vorherrschend Faltung, verknüpft mit Überschie
bun gsvorgän gen , in den jüngern Phasen d a g eg en im wesentlichen nur noch Bruchbildung. Aber man verw echsle nicht ein derartiges, durch jüngere Brüche zerschnittenes älteres Faltengebirge, also das Gebilde zweier, wenn auch verschiedenartiger Orogenesen, mit einem Bruchfaltengebirge, in dem die Brüche schon m i t der Faltung entstanden sind.
Von den G eosynklinalen als den für die Faltung vorbereiteten Räumen war schon die Rede. Vielfach wird nun die G e osvn k lin ale in ihrer Gesamtheit, oft aber nur in ihren randlichen Zonen von dem Faltungs- vorgan ge ergriffen. Im ersten F a lle bestätigt sich aufs deutlichste die namentlich von H a u g vertretene A u f fa s su n g der Entstehung der Gebirge z w i s c h e n den die G eosvnk lin ale umschließenden großen Schwellen, im zweiten Falle ergibt sich mehr das Bild der Entstehung der Gebirge um die Schwellen.
Abb. 3* läßt erkennen, w ie sich die beiden A u f
fassun gen , die früher als gegensätzlich angesehen worden sind, sehr w ohl miteinander vereinigen lassen.
Daß die Faltungen zw is chen und neben den Rahmen erfolgen, ist aus einer vergleichenden Be
trachtung der G eschichte der Gebirge ersichtlich.
Die G ebirge erscheinen als die »Deszendenten«
der Rahmen, und w ie man die Geosynklinalen w o h l als die »Muttermeere« der Gebirge bezeichnet
Abb. 3. Faltungen zwischen R ahmen bei deren zu n eh m en d em Abstand.
Denn im Falle a handelt es sich um eine verhältn is
mäßig- schm ale Geosvnklinale, aus der ein Gebirge z w i s c h e n den F estlan dssch w ellen (Rah m e n ) hervor
geht, im F a lle b um eine breitere G e osvn k lin ale mit einem mittlern Teil, der ungefaltet bleibt, und im F a lle c bei noch stärkerer Verbrei
terung des die Festlandschwellen tren
nenden Geosynklinal raumes, wenn man jede Seite des Bildes für sich betrachtet, um den typischen Fall der Angliederung eines Faltenkranzes an vorhandene stabilere Massen. In allen Fällen ist aber die Faltung gegen die die Geosynklinale um
rahmenden Massen gerichtet, die damit zu den V o r l ä n d e r n (Rah m e n ) der Gebirge werden.
Namentlich unter dem Einfluß von Eduard S u e ß hat man durch einen von der G eosynk lin ale in Rich
tun g auf das Vorland wirkenden Schub erklärt, daß die Falten g e g e n das Vorland gerichtet sind. D e m g e g e n über scheint sich neuerdings die A u ffassu n g immer mehr durchzusetzen, daß der faltende Schub nicht g e g e n den Rahmen, sondern als eine Art U n t e r s c h u b vom Rahmen aus gew ir kt hat. Denn F altun g bedeutet eine A ufw ärtsb e w egu n g der im verengten Breiten
raume nicht mehr Platz findenden Massen, d. h. eine Erhebung über die Rahmen, über w elc h e die Falten nun gew isserm aß en hinausquellen (Abb. 4 ).
i Die A bb. 3 —7 sind dem schon genannten Buch d es Verfassers »Grund
frag en d e r verg leichenden Tektonik« entnommen w orden.
Abb. 4. Faltung e i i a r G toaynklinale (G) zwischen zwei Rahmen (/?).
hat, so sind die Rahmen gew isserm aß en deren
»Vaterschwellen«.
Durch Faltung vermindert sich die Faltbarkeit des vor
her b eweglichem Untergrundes, und es entsteht, in man
chen Fällen vielleicht schon durch einen einzigen, in än
dern durch mehrere Faltungsvorgänge, der Zusland der
»Konsolidation«, der weitere Faltungen von »alpinotyper«
Art nicht mehr zuläßt, sondern höchstens noch Bruch- faltungen und Blockverschiebungen (»germanotype« Ge
birgsbildungen). So erweitern sich die Rahmen durch die Faltungsvorgänge, und so ergibt sich das Bild der Anglied erun g neuer Konsolidatio nszonen an ältere konsolidierte Massen, w obe i man vielfach, ent
sprechend einer kaledonischen, einer variskischen und einer alpidischen Faltung, auch eine älteste (kale- donische), eine mittlere (variskische) und eine jüngste (a lp idis ch e) Faltenangliederung an die vorkambrisch konsolidierten »U rm assem erkennen kann.
Dieser Fall ist z. B. in Europa verwirklicht, wie Abb. 5 in einem schematischen Profil und Abb. 6 in einer tektonischen Übersichtskarte veranschaulichen.
Zwischen den alten Urm assen (U r eu rop a) entstand
; Paläoeuropax durch die Faltungen und Konsolida
tionen des kaledonischen Zeitabschnitts. Ur- und Paläoeuropa zusammen bildeten dann den Rahmen der variskischen Faltungen und Konsolidationen, aus denen M esoeuropa; als die zw eite D eszen denz Ur-
S CwrHtogenes) perigrlaixhesCerktogenes), Europa N
Gondwana- Neoeuropa flesoeuropa P aläoeuropa Ureuropa
+ W + + + +
J .ü e s z . ¿. O esz. iD e s z - (a /p /c /.O e s z ) (varisM .C esz) (/ia /e d o n .0 e s z j
Abb. 5. Schem atische Darstellung d e r E n tsteh u n g Europas durch Angliederu ng von K onsolidationszenen an die U rm assen.
europas hervorging. Damit ergab sich der vergrößerte Rahmen für die Faltungen des dritten Zeitraumes, des alpidischen, die N eoeuropas g es ch a ffen haben.
W ie im Norden um Ureuropa, so traten im Süden Faltungen und Konsolidationen um Urafrika auf, und so erweiterten sich die vorkantbrischen Urmassen gegeneinander, indem sich die zwischen ihnen li egen d e und zuerst sehr breite G e osynk lin ale immer m ehr verengte. Daß aber die Faltungs- und Kon
solidationsrin ge um die altern M assen oft nicht g e schlo ssen sind, ist so w o h l aus Abb. 6 ersichtlich als auch in Abb. 5 (lin k s) schematisch veranschaulicht.
Die rheinisch-westfälischen K ohlenlager, w ie über
haupt jener g ro ß e Koh lengürtel, der sich von England durch Nordfrankreich und Belsrien nach Rheinland-
W estfalen und schließlich nach Oberschlesien ver
f o lg e n läßt, sind am nördlichen Rande M esoeuropas entstanden, d. h. jen es Gebietes, in dem sich die variskische F altun g abgesp ielt und zur Konsolidation des Bodens geführt hat. Gewiß kennt man variskische Faltungen auch weithin im Bereiche Neoeuropas, aber der Unterschied gegenü b er M esoeuropa ist eben, daß sich in Neoeuropa n o c h e i n m a l , nämlich in der jüngsten der drei großen Faltungszeiten, alpinotype Gebirgsb ild un g ereignen konnte.
Im Sinne der obig en Ausführungen sei zunächst die Vorgeschichte der variskischen Faltung betrachtet.
Es bestand die g roß e vorvariskische G eosynklinale , im Norden umrahmt von altern, ureuropäischen und paläoeuropäischen, Konsolidationsgebieten, im Süden umrahmt von der afrikanischen Masse. Hier erfolg te die gan z vorherrschend marine Sedimentation des altern Paläozoikums, von der z. B. die viele tausend Meter mächtige devonische S chichtenfolg e des Rheini
schen S chiefergebirges Zeugn is gibt. A llerd in gs setzte sich die abwärtige Epirogenese nicht überall in diesem Raume ununterbrochen fort, vielm ehr machte sich in manchen Gebieten am A u sg a n g e des Silurs schon die kaledonische O r o g en ese bemerkbar, so namentlich in den Ardennen und anscheinend auch in Teilen des Rheinischen Schiefergebirges, ferner im Bereiche des heutigen Unterharzes. Auch im D evon hat es nicht g a n z an orogenen V orgängen gefehlt, und dann sind im Gebiete so w o h l des heutigen Rheinischen Schiefer
geb ir ges als auch des Unterharzes schon ziemlich kräftige Orogenesen etwa zw ischen D e v o n und Karbon (bretonische Faltun gsph ase) erfolgt. Aber das alles sind nur Vorläufer gege n ü b er der variski
schen H au ptfaltu ng g ew e sen , die nach der Ablageru n g
des Unterkarbons (sudetische P h a s e) eintrat. Sie sc huf den wese ntlichen Teil des variskischen G e birges und w ar dabei g eg e n Norden gerichtet, d. h. g eg e n den aus Stücken von Ureuropa und Paläoeuropa bestehenden zirkumvariskischen Rahmen, den man in Belgien im Brabanter Massiv aufragen sieht, der aber in der östlichen Fortse tzung des Brabanter Massivs, d. h. auf deutschem Boden, unter jüngern Bildungen ver
hüllt liegt. Auch die nach Norden konvexe Bogenform des alten variskischen Gebirges deutet die nordwärts gerichtete B e w e g u n g an.
Saumtiefen sind sich säkular fortbildende und damit in den Kreis der epirpgenen Gebilde ge h ö r ig e Senken, die stabilere Erdstücke um
säumen. Eine besondere Art von Saumtiefen sind die Vortiefen, die sich am Außenrande der Faltengebirge, also zwischen diesen und ihrem Vorlande, ausbilden. Sie stellen eine allgem ein verbreitete Erscheinung dar, die sich auch bei den jungen F altengebirgen immer wieder geltend macht. Die Vortiefe wird entsprechend ihrer Absenkung, zum Teil von dem G ebirge her, dem sie zugeordnet ist, zum Teil aber auch vom Vorlande her, immer wieder au fgefü llt, und gerade die g e w a lt ig e Mächtigkeit der Vortiefen
sedim ente gibt die hohen Beträge dieses A b sinkens an. So entstand vor den Alpen der Tertiärzeit in einer subalpinen Vortiefe die sehr mächtige M olasseformation, in der Hauptsache ein Abtragungsschutt der altern Alpen. Daß im Gebiete dieser A lp envortiefe die Senkung sogar heute noch andauert, ist für den Anteil der ober- bayrischen Hochebene aus den bereits mitgeteilten Beobachtungen der letzten Jahrzehnte ersichtlich (Abb. 2).
So hat auch der in der sudetischen Phase der variskischen F altun g entstandene mitteleuropäische G ebirgsb ogen seine subvariskische Vortiefe erhalten, und in ihr ist das subvariskische Oberkarbon, das von Engla nd über Nordfrankreich, Belgien und Rhein- land-Westfalen bis Oberschlesien reicht, zur A b la g e rung gekom m en. Vorherrschend besteht es aus klastischem Material, w ie Schiefern, Sandsteinen und Konglomeraten, und die Mächtigkeit der Schichten
f o lg e bezeugt auch hier das Ausmaß der Senkung.
Zunächst, nämlich zur Zeit des Flözleeren, stand noch das Meer in dieser Vortiefe als ein den Nordrand des variskischen G e b irg sb o g en s umfassender A u s
läufer eines in der Hau ptsache in Rußland stehenden großen Meeresbeckens. Aber in der F o lg e z e it ist die Vortiefe vorw ie gend verlandet g ew e sen , und nur von Zeit zu Zeit, und zwar besonders in der Zeit der Magerkohlenablagerung, sind noch verhältnismäßig kurzzeitige Oszillationen des M eeres in den Vortiefen
raum erfolg t, von denen in der S ch ich tenfolge des flözführenden Oberkarbons die Lagen mariner Versteinerungen (C e p h a lo p o d e n , M eeresm u sch eln) Kunde geben. Vielleicht hat man sich den Vorgang f olgen derm aßen vorzustellen: zunächst war nach der sudetischen F altun g (Zeit des F lö z lee re n ) die Senkung der Vortiefe so stark, daß das M eer trotz der A u f
f ü llu n g sv o r g ä n g e noch darin bleiben konnte, dann wurde aber die Senkung durch die Sedimentation im allgemeinen voll au sgegli ch en , und das M eer konnte nur noch im G e f o l g e vereinzelter abwärtiger Rucke
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von etwas größerer Stärke eindringen und bis zur W iederverdrängung durch Sedimentabsatz verbleiben.
Überhaupt muß man sich den A bsenk un gsvorgang der Vortiefe, wenn auch — kurzhin g e s a g t — säkular, so doch mehr ruckweise vorstellen, und nur so wird die Art der Flözbildu ng erklärlich. Ein später zum F lö z werdendes W ald m oor kann ja fortwachsen, und die von ihm gelieferte pflanzliche Substanz kann an Mächtigkeit gewinnen, so la n g e das Fortwachsen des W ald m oores mit der Senkung einigermaßen Schritt hält. D agegen führt eine plötzliche stärkere Senkung, die das Pflanzenleben unter W a sse r bringt, zum A b reißen der Flöz b ild u n g und zu ihrer Ablösung durch klastische Sedimente, bis w ieder einmal aus dem Verhältnis von Senkung und A uffü llun g der die Entstehung eines neuen F lö z es erm öglichende Zu
stand herbeigeführt wird.
Somit erklärt sich die g ro ß e Zahl und die dabei g erin ge Mächtigkeit der Flö ze der Steinkohlenzeit aus dem Absinken des Senkungsraumes in vielfachen und dabei verhältnismäßig kräftigen Einzel rucken, und damit deckt sich, daß sieh in sehr vielen Fällen gerade unmittelbar über den Flözen die marinen (paralischen) Zwischenschichten des produktiven Oberkarbons finden. Derselbe Senkungsruck, w ie man demnach wohl sagen darf, der die F lözbildu ng abreißen ließ, gab dem Meer vielfach, so namentlich zur Zeit der Magerkohle, die Möglichkeit, sich wieder in den Vor- tiefenraum zu ergießen.
G leichzeitig mit der subvariskischeri Saumtiefe Rheinland-W estfalens und parallel zu ihr bildete sich weiter südlich jenes Senkungsbecken aus, das die Kohlenformation des Saarbrücker G ebietes in sich auf
nahm. Auch dieses scheint als Saumtiefe, und zwar etwa an der Grenze der mehr kristallinen innern Zone des variskischen Gebirges gegen die mehr sedimentäre nörd
liche Außenzone, die heutigen Faltenzüge des Rheini
schen Schiefergebirges, a n g e le g t zu sein (Abb. 7). Es gehört jenem T e ile des variskischen B o g e n s an, der
Abb. 7. Schematische D arstellung der postsudetischen H auptsenken des variskischen O ebirgsbogens.
im G egen satz zu dem Bereich der subvariskischen Saumtiefe schon in der sudetischen Phase gefaltet worden war. Daraus erklärt sich zweierlei, w a s die Saarbrücker Saumtiefe g e g e n ü b er der rheinisch-west
fälischen auszeichnet, n ä m lic h : 1. die Diskordanz des Oberkarbons g egenü b er den altern Schichten und 2. die rein festländische Entwicklung.
Die starken Absenkungen und die dem entspre
chend gew altigen Sedimentationen zur Zeit des altern Oberkarbons (W aldenburger und Saarbrücker Schich
ten) hatten die subvariskische Saumtiefe faltungsreif gemacht, und so wurde die Vortiefe der Schauplatz einer neuen, groß en , vielfach von Überschiebungen begleiteten Faltung, die wiederum nordwärts, d. h.
g egen den Rahmen (Ur- und Palä oeuropa), gerichtet war. Aus bergbaulichen Aufschlü ssen ist bekannt, daß sich diese Faltung nach Norden verschwächt hat, und bei Osnabrück und in der Ibbenbürener Bergplatte,
also in den äußersten nördlichen Vorposten des w e s t fälischen Karbons, ist sic sozusagen überhaupt nicht mehr wirksam gew esen . So ergibt sich auch für W estfalen jen es Bild des A usk lin gen s der variskischen F altun g in der Richtung auf den großen Nordrahmen, dem man auf belgischem Boden in dem Gegensätze zwischen den starken Faltungen im Süden d es Braban- ter M assivs ( L ü t t i c h - N a m u r - C h a r l e r o i - M o n s ) und den einfachen Lagerungsformen des Oberkarbons im Norden des M assivs (Cam pine) b egegnet.
A lle s in allem gibt die zu sam m enfassend e Be
trachtung der variskischen Gebirgsb ild un g im Rheini
schen Schiefergebirge und weiter nördlich ein schön es Beispiel für das Wandern der G ebirgsb ild un g in der Richtung auf das Vorland, d. h. für eine jüngere An
gli ed eru n g neuer Falten zü ge an eine ältere, innere Faltungszone, wobei eine Vortiefenbildung die jüngere Faltung vorbereitet hat.
Mit groß er Wahrscheinlichkeit kann man den jüngern variskischen Faltun gsvorgan g, der das Ober
karbon in Rheinland und W estfalen betroffen hat, in die a s t u r i s c h e Phase verlegen. Für das Rheinische S chiefergebirge südlich von der alten Vortiefe dürfte auch gelten, w as sich für den im Fortstreichen der altern Faltungen des Rheinischen Schiefergebirges liegenden Harz ergeben hat, nämlich daß die asturische G ebirgsb ild un g hier in einem Gebiet mit schon älterer sudetischer und zum Teil auch bretoni- scher Faltun g w en iger zu eigentlichen F altu n gs
erscheinungen als vielmehr zu Bruchbiidungen geführt hat. H ier bietet sich wieder das Beispiel des W echsels der orogenen Formen im Zusam menhang mit voran
g egan gen en Veränderungen des B o d en gefü ges.
W ie den mehr südlichen Zonen d es variskischen B oge n s schon durch die sudetische F altun g die Faltungsfähigkeit entzogen w orden war, so wurde sie der'1 subvariskischen| Saumtiefe durch die asturische Faltung genommen. Damit haben die jüngsten Phasen der variskischen Zeit, d ie saalische und pfälzische Faltung, hier im wese ntlichen nur noch zu Bruch
bildungen führen können. Die Änderung der Unter
grundverhältnisse der ehem aligen Vortiefe durch die asturische P hase auch in dem Sinne, daß nach ihr die vorher so starken Senkungen aufgehört haben, ergibt sich aus dem Fehlen von Schichten jungoberkarbonen Alters (O ttweiler Stufe).
Der rheinisch-westfälische Bezirk ist in der F o l g e zeit nicht wieder von großen tektonischen U m wälzungen betroffen worden. Man muß erst weiter nordwärts und ostwärts bis zum Teutoburger W ald e geh en , um bedeutsame Spuren der jüngern (saxoni- schen) G ebirgsb ild un g feststellen zu können. Die Er
klärung hierfür liegt darin, daß dieses G ebiet in nacli- variskischer Zeit nur w e n ig gesunken ist und in fo l g e dessen auch nur w e n ig neues Sediment erhalten hat.
Es hat außerhalb oder doch nur in der Randzone des sich in der F o lg e ze it entwickelnden großen nieder
deutschen Beckens ge le g e n , das dann zu einem der H auptgebiete der saxonischen G ebirgsb ild un g g e worden ist. So überlagern nicht nur die Kreide, sondern auch Dyas und Trias, sow eit sie im rheinisch
westfälisc hen Bezirk vorhanden sind, den variskisch gefalteten Untergrund flach und in verhältnismäßig w e n ig gestörter Form. In Gebieten aber, denen, w ie dem Teutoburger W ald e, durch die nach- variskische Sedimentation w en ig sten s eine g ew isse
Faltbarkeit w ied ergegeben worden war, b egegn et man verhältnismäßig starken jungen Orogen esen, ja sogar g ew issen Anklängen an die alp in otype Faltungsform , die die variskischen Gebirgsbildungen bis hin zur sude- tischen bzw. asturischen Phase gekennzeichnet hat.
Ich komme nunmehr zu den Fragen: W eshalb hat sich der ältere Kohlenform ationstypus, wie ihn die Steinkohlenformation aufw eist (sehr mächtige S ch ich tenfolge mit vielen, aber schwachen Flöz en ), in jüngerer Zeit nicht wied erholt? W esh a lb ist er durch den jüngern T yp us, w ie ihn die Braunkohle darstellt (geringm ächtig e Schichtenfolg e mit wenigen, aber starken Flözen), ersetzt w ord en ? Auch die Braunkohlenformation ist auf sinkendem Boden ent
standen, aber die Senkungen waren ungleich geringer als in der Steinkohlenzeit, w ie ja die gerin ge M ächtig
keit des Braunkohlengebirges anzeigt. Auch zur Zeit der Braunkohienformation müssen sich die Senkungen ruckweise v o llzo g en haben, denn nur unter der A n nahme solc her Rucke lassen sich, w ie T c u m e r 1 und andere nachgewiesen haben, die in der Braunkohle vielfach auftretenden Stubbenhorizonte erklären. Aber
«laß die Einzelrucke nur von geringem Ausmaß g ew e sen sind und sich höchstens einmal auf vielleicht 2 m belaufen haben, ergibt sich z. B. für die Lausitzer Braunkohienformation daraus, daß die Stubben der Stubbcnhorizoiite dort niemals höher als 2 m sind.
Da die Einzelrucke schwach waren, riß die M oor
bildung nicht ab, und so konnten mächtige Flöze entstehen.
Die Ursache dafür, daß zur Zeit der Braunkohle G esam tsenk un g und Einzelruckc nur gerin g waren, ist darin zu suchen, daß der Boden Deutschlands gerade durch die variskischen Faltungen ein höheres Maß von Stabilität erhalten hatte, im G egen sätze zu der erheblichen N achgiebigkeit des Untergrundes in den Räumen und zur Zeit der oberkarbonisclien Kohlenbildung. So stellt sich 'der ältere Kohlentypus als d erjenige des m obilem ; der jüngere als derjenige des stabilem Untergrundes dar.
In diesem Zusam menhang erscheint cs als be
sonders bemerkenswert, daß zur Tertiärzeit nicht überall in Mitteleuropa der jüngere Kohlentypus au f
getreten ist, sondern daß sich örtlich auch der ältere wiederholt hat, nämlich in den heutigen ober
bayrischen Gebieten. Kohlenformation ist dort die M olasse, die schon in ihrer Zusammensetzung aus Schiefern, Sandsteinen und Konglom eraten viel Ähnlichkeit mit dem Oberkarbon R hein la nd-W est
falens zeigt. W ie d ieses besitzt sie eine verhältnis
m äßig erhebliche Mächtigkeit von 1 0 0 0 - 1 5 0 0 m, w ie d ieses umschließt sie Flö ze in groß er Zahl, etwa 00 bei M itzählung aller Schmitzen, und w ie bei diesem ist der G esam tgehalt an Kohle nur sehr gering, rd. 1 o/o.
D iese großen Übereinstimmungen erklären sich leicht. Denn w ie der subvariskische Kohlengürtel am Außenrande des mesoeuropäischen variskischen G e birges, so bildete sich die oberbayrische Kohlen- formation am Außenrande der neoeuropäischen Alpen.
Hier w ie dort handelte es sich um die Vortiefe eines G e b irgsb ogen s, und entsprechend der überein
stimmenden tektonischen Lage wiederholte sich in jüngerer Zeit im Süden das ältere Sedimentationsbild des Nordens. Aber auch hinsichtlich der orogenen
i T e u m e r : Die Bildung d e r Braunkohlenflöze im Senfienberger Revier, Braunkohle 1920, S. 577.
V orgänge wiederholte sich, südwärts verlegt, das Spiel. Denn w ie einst die Sen ku ng der variskischen Vortiefe, so hatte zur Tertiärzeit die Senkung der alpidischen Vortiefe eine neue Faltung vorbereitet.
W ie sich nun in einer jüngern Phase der variskischen G ebirgsb ild un g die subvariskische Vortiefe auffaltete und wie in ihrem Raume neue Ketten dem altern variskischen Gebirge angegli ed ert wurden, so ergriff auch eine jüngere Phase der alpidischen Faltun g die subalpidische Vortiefe, den Alpenkörper nach Norden hin verbreiternd, während die übrigen deutschen Braunkohlengebiete dank ihrer Vorgeschichte der Faltung widerstanden und nur schwach disloziert wurden.
Z u s a m m e n f a s s u n g .
Das variskische Gebirge, das in jungpaläozoischer Zeit Mitteleuropa von Westfrankreich bis nach Schlesien und Polen durchzogen hat, zerfällt seiner Entstehungszeit nach in einen altern (innern) und einen jüngern (äußern) Teil. Der ältere erfuhr seine H auptfaltung — nach v o ran gegan gen en bretonischen (jü n gstes Devon und ältestes Unterkarbon) und auch kaledonischen (ju ngsilu rischen) B ew egu n ge n — in der sudetischcn F altun gsph ase zwis chen Unterkarbon und Oberkarbon. Entla ng seinem nördlichen Außenrande u m zog sich der ältere G ebirgsb ogen in nach- sudetischer Zeit mit einer Vortiefc, der Bildungsstätte der nordfranzösisch-belgisch-rheinisch-w estfälisclien Steinkohlenformation. Solche Vortiefen entstehen durch lange andauernde, wenn dabei auch vielfach in Form von Einzelrucken er folgen d e Absenkungen und gehören als Sonderform der G eosynklinalen in den Kreis der epirogenen Gebilde. In der genannten »sub- variskischcn« Vortiefe stand nach der sudetischen F altun g zur Zeit des Flözleeren noch das Meer als ein Ausläufer des großen russischen Meeres; dann aber trat Verlandung ein, und nur noch von Zeit zu Zeit konnte sich das Meer w ieder in den Vortiefen
raum ergießen (z. B. paralische Lage der Magerkohlen
g ru p pe). D iese vorübergehenden Meereseinbrüche wurden durch ruckartige Abse nkungen des Vortiefen
raums eingeleitet. In der asturischen Phase, d. h. nach A blagerung des zur Saarbrücker Stufe geh örigen rheinisch-westfälischen Oberkarbons, wurden die in der Vortiefe abgelagerten Sedimente gefaltet, und es wurde also eine jun ge Außenzone dem altern (innern) T e ile des variskischen Gebirges angegliedert.
Durch die variskischen Faltungen hat der Boden Mitteleuropas seine »Konsolidation« erhalten, d. h.
jenen Zustand, der weitere Faltungen von alpiner Art ausschließt und nur noch »germanotype« O rogen esen (Brüche, Bruchfaltungen) zuläßt. Im Bereich der ehem aligen variskischen Vortiefe ist diese K on soli
dation schon durch die asturische F altu n g erzielt worden, und so erklärt sich, daß in den jüngsten Phasen der variskischen G e b irgsb ild u n g nicht mehr Faltung, sondern nur noch Bruchbildung geherrscht hat. Hier bietet sich a lso ein sc h ön es Beispiel des W e c h s e ls der orogenen Reaktionsform en im Anschluß an den W echsel der Bodenkonstitution, indem sich d a r ste lle n :
1. die asturische F altu n g als die O r o g e n e se einer m o b i l e n Zone,
2. die postasturischen Brüche als die O rogen esen des nunmehr v e r s t e i f t e n Untergrundes.
1716 G l ü c k a u f
Auch die Kohlenbildung ist in mehrfacher Hin
sicht ein tektonisches Problem und in ihrer jew eiligen Eigenart von der Konstitution des U nter g undes ab
hängig.
Im Bodeii Deutschlands lassen sich ja zwei g roß e Kohlenformationen unterscheiden, nämlich eine ä l t e r e , die Steinkohlenformation der j u n g p a lä o z o ischen Zeit, und eine j ü n g e r e , die Braunkohien
formation des Tertiärs, und dabei sind diese Kohlen- formationen Repräsentanten von zwei bestimmten K o h le n g e b ir g s t y p e n . Der ä l t e r e T y p u s zeigt eine mächtige Kohlenformation mit vielen, aber dünnen Flözen, die in sgesamt nur w en ige Hundertteile der Gesam tm asse des Koh lengebirges ausmachen. Beim j ü n g e r n T y p u s erkennt man eine geringmächtige Kohlenformation mit w enig en, aber starken Flözen und einem hohen Kohlenanteil. Der ältere T yp us entstammt der Zeit, da der Untergrund noch einiger
maßen mobil war, so daß er stark und mit kräftigen Einzelrucken einsank. Aus der Stärke d es G esam t
sinkens erklärt sich die Mächtigkeit der in dem sinkenden Raum zur A blageru n g kommenden K oh len form ationen; die Stärke der Einzelrucke bedingte, daß
die in den K ohlenflö zen überlieferte M oorbild ung immer wieder abriß, d. h. daß viele, dafür aber gerin g
m ächtige F löz e entstanden. Der ab wärtige Ruck, der die Flöz b ild u n g unterbrach, ließ in vielen Fällen das Meer in die Vortiefe wieder eindringen, und so erklärt es sich, daß in der Magerkohlengruppe die paralischen Lagen ganz besonders im Hangenden der Flöze auftreten.
Der jüngere K oh lengebirgstypu s entstammt der Zeit, in der der Boden Deutschlands konsolidiert war.
Damals waren die Beckeneinsenkungeil nur noch verhältn ism äßig schwach (v erhältnism äß ig geringe Mächtigkeit der Braunkohienform ation), und die Einzelrucke, auf die man aus g e w is se n Erscheinun
gen der Braunkohienformation schließen muß, waren so gering, daß die M oorbild un gen nicht abrissen ( w enige, dafür aber sehr mächtige F lö z e ). Nur w o die tektonischen Bedingungen, die einst bei der Bildung der Steinkohle geherrscht hatten, auch in der Tertiärzeit vorhanden waren ( M olassevorland als Vortiefe der A lp en ), entstand auch in der jüngern Zeit noch der ältere K o h lengebirgstypu s (mächtige Kohlenform ationen der oberbayrischen M olasse mit vielen, aber dünnen Flöz en ).
E rgebnisse von Versuchen an Luttengebläsen und ihre praktische Auswertung.
Von Dipl.-Ing. A. S a u e r m a n n ,
Ingenieur des Dampfk essel-Überw achungs-Vereins d e r Zechen im O berbergam tsbezirk D ortm und zu Essen.
(Schlu ß.) Vergleich der Versuchsergebnisse.
Die Eigenschaften der untersuchten Luttengebläse sind sehr verschieden. Beim Vergleich ist zu beachten, daß die angegebenen Luttenlängen, w ie schon b e
merkt, auf Grund der Brabbeeschen Form el für den Widerstand in glatten, geraden und dichten Rohren ausgerechnet worden sind, w a s den Verhältnissen untertage zwar nicht entspricht, aber für den Vergleich genügt.
B e t r i e b s s i c h e r h e i t .
Stellt man die Sicherheit des Betriebes obenan, so muß den Strahlgebläsen der Vorrang eingeräumt werden, da sie oh ne b ew eglich e Teile sind und keiner W artu ng bedürfen. Von allen untersuchten Vorrichtungen fördern sie aber die gerin gsten Wettermengen. Das Strahlgebläse von H ö i n g lieferte bei 4 at Preßluftdruck und einer theoretischen Lutten
länge von 200 m 21 m3 Wetter je min, w obei der Preß
luftverbrauch 0,77 nvVmin betrug; für 1000 m3 Wetter mußte man 37 m 3 Preßluft (im Ansaugezustand, 0°, 760 m m ) aufwenden.
Die Betriebssicherheit der Turbin engebläse ist ebenfalls hoch. Sie besitzen keine gleitenden Teile, sondern nur Kugellager. D iese werden mit Fett geschmiert, das man nur selten zu ersetzen braucht.
Den Strahlgebläsen sind sie in b ezu g auf Luftleistung w eit überlegen. Am höchsten war die Leistung der G e b läse von Kühnle, Kopp & Kausch so w ie von Siemens-Schuckert, von denen das erste 75 in3, das zweite so g a r 84 in3 min förderte (Luttenlänge 200 m, Luttendurchmesser 400 m m ) bei einem Preßluft
verbrauch von 2,5 und 3,3 m 3/m in (für 1 0 0 0 m3 Wetter 33 und 40 tu3 Preßluft von 4 a t ü . ) . Auch die Luftleistung der zum Teil noch in der Entwicklung begriffenen Turbin engebläse von Obertacke und J. H. Schmitz Söhne ist beachtlich hoch.
Die G ebläse mit Drehkolbenantrieb sind in folge der gleitenden Reibung der Lamellen, die mit Öl geschmiert werden müssen, dem Verschleiß mehr unterworfen und bedürfen einer sorgfältigem Wartung.
D asselbe gilt auch für die G ebläse mit Hubkolben- antrieb. Beide sind auch nicht als schlagwettersicher zu betrachten. Nach einer M itteilung des Oberberg
amtes in Dortmund sind in dessen Bezirk bisher 2 Brände durch Luttengebläse entstanden, während man für einen dritten Fall dieselbe Ursache vermutet. In dem einen der n achgewiesenen Fälle sind wahrscheinlich durch einen zwischen Flügelrad und G ehäu se ein
geklemmten Fremdkörper Funken entstanden, die den im untersten Teil des G ebläses und der an schließen
den Lutte abgelagerten und mit abgetropftem Schmier
öl vermischten Kohlenstaub zur Entzündung gebracht haben. Im ändern F a lle entstand ein Brand d es in der Lutte abgelagerten Kohlenstaubes wahrscheinlich dadurch, daß die Lamellen des D rehkolb enm otors in der Stahlbüchse Funken rissen. Dem nach müssen die Lamellen aus einem ändern, nicht funkenreißenden Metall hergestellt werden. Im dritten Falle ent
zündeten sich vermutlich Schlagwetter beim Anlassen des Gebläses.
Ein angesaugter Fremdkörper kann bei jedem F lü g e lg c b lä se Anlaß zu einem Brand geb en . Man sollte daher auf der Ansaugseite ein nicht zu w e it m aschig es Drahtsieb anbringen. Der zweite der beiden erstgenannten Brände konnte nur entstehen, weil die Schmierung versäumt worden war oder ver
sagt hatte, w om it jedoch immer einmal zu rechnen ist. Die Schmiertöpfe sollen nicht zu klein bemessen sein; sie müssen zuweilen gereinigt und die Dochte erneuert werden.
Störungen durch Eisbildung in fo lg e zu großer E ntspannung der Preßluft wurden bei den Dreh
Luflenfenge
Abb. 32. Isolliermische W irkungsgrade für 400 mm Luttendurchm esser bei 4 a t Ü . k olbenmotoren und Turbinen selten beobachtet (nur bei Versuch 1), dagegen traten sie ausgeprägt bei dem Einzylindergebläse (Versuch 18) auf.
I s o t h e r m i s c h e r W i r k u n g s g r a d .
Die durch den isothermischen Wirkungsgrad g e kennzeichneten N utzleistungen schwankten in weiten Grenzen. Sie sind für die 400-mm-Lutte in Abb. 32 und für die 500-mm-Lutte in Abb. 33 zusammen
gestellt, und zwar bei einem Preßluftdruck von 4 atÜ.
A llgem ein kann man sagen, daß der isothermische W irkungsgrad bei einer bestimmten W etterm enge mit dem Luttendurchmesser zunimmt. Den höchsten Wert erreicht das Schleudergebläse (Versuch 15) mit an
nähernd 16 o/o. Sehr hoch ist auch die Ausnutzung im Einzylindergebläse und in den ändern Schleuder
gebläsen mit Drehkolbenantrieb. Dann folgen die Schraubengebläse mit Drehkolben- und Turbinenantrieb, deren Wirkungsgrade mit zunehmender Luttenlänge mehr oder weniger stark abfallen. Am geringsten ist die Nutzwirkung des Strahlgebläses.
A ls sehr verschieden groß ergab sich auch die beförderte W e t t e r m e n g e (Abb. 34 und 35). Sie war am größten bei den Schleudergebläsen, denen die Turbinengebläse (Vcrsuch 19, 20 und 25) ziemlich nahe kamen. Die geringste Leistung hatte auch hier das Strahlgebläse.
Lutten/enge
Abb. 33. Isotherm ische W irkungsgrade für 500 mm Luttendurchm esser
bei 4 at,Ü.
Der P r e ß l u f t v e r b r a u c h für 1000 m3 Wetter wird durch Abb. 36 für die Lutte von 4 0 0 mm Durchmesser und durch Abb. 37 für die von 500 mm Durchmesser bei 4 at Ü. Preßluft
druck veranschaulicht. Den höchsten Verbrauch hat das Versuchsm od ell von Obertacke (Versuch 21), während die spätere Ausführung (Versuch 22), allerdings bei dem g r o ß e m Luttendurch
messer, wese ntlich besser ist. Den gerin gsten Verbrauch weis en in Abb. 36 das S chraubenge
bläse von Spitznas (Versuch 6), in Abb. 37 das Schraubengebläse von Stephan, Frölich & Klüpfel (Versuch 10) auf. Der Luftverbrauch des Strahl
g e b lä se s ist trotz des sehr ungünstigen isothermischen W irkungsgrades hier weit günstiger und liegt noch unter den Werten der Versuche 15, 16 und 25, bei denen ein hoher isothermischer Wirkungsgrad f e s t g este llt wurde.
Da man neuerdings dem isothermischen W ir k u n g s
grad bei der Beurteilung der Wirtschaftlichkeit eines G ebläses meist eine au ssch laggebend e Bedeutung b ei
m ißt1, so ll auf diesen scheinbaren Widerspruch näher einge gange n werden.
h , , . v 1-924 Nach Brabbee ist R = -- = 6,61 •
h = 6,61 1
1 ¿1,281
v l,924
d l,28I
= l 6 , 6 1 - F - I v ' . 924 F . h — ... _
,
d'-281
F • h ist die Nutzarbeit des Gebläses. Bezeichnet A den isothermischen Arbeitsaufwand, so ist der isother
mische Wirkungsgrad
F h 6,61 • F • l-v*.’24 71 = A ~ ’ A - d ' . 281
oder, wenn man statt der Wettergeschwindigkeit v die Wettermenge W einsetzt,
6 61 - F • 1 • W 1'924
t, » > ... .... ... .... r • W ‘>924 1 A ■ d 1«281 • F1'924 ~
i P o c h e r , ö lu c k a u f 1922, S. 76.
G l ü c k a u f
W etterm enge
Geht man von iji zu Yj2 über, so verhält sich Tii / w , y . w /W 2\i.«m
, r ( w j : •
Setzt man W i l , so ist
il2 = T]l. W 2,. « ‘.
Wird also die Einheit der W etterm enge mit einem bestimmten Aufwand an Preßluft erzielt, so muß,
damit bei größerer W etterm enge der Verbrauch für die Einheit gleich bleibt, der isotherm ische W ir k u n g s
grad mit der l,9 2 4 fa c h e n Potenz steigen. Durch 4 nebeneinander liegende Lutten von gleichem Durch
messer und gleicher Länge (Abb. 3 8 ) m ögen z. B. je 1000 in3 von Gebläsen mit einem isotherm ischen Wirkungsgrad von je 5 o/o gefördert werden. W ill
L u tte n lä n g e
Abb. 36. Luftverbrauch je 1000 m 3 W etter bei 4 at Ü. für 400 mm Luttendurchm esser.
L u tte n fa n g e
Abb. 35. W eite rm e n g e für 500 m m Luttendurchm esser bei 4 at 0 .
man diese 4 Lutten durch 2 von gle ich em Durchmesser ersetzen, von denen jede 20 0 0 m3/min liefert, so muß der Wirkungsgrad der dazu geh örigen G ebläse
/2\'<924 7)2 = 5 • I - j = 1 9 »/o
betragen, w enn der Preßluftverbrauch derselbe sein soll. Sollte gar statt der 4 Lutten nur eine einzig e von gleichem Durchmesser und gleicher Länge die 4 0 0 0 m3 fördern, so wäre für denselben Einheits
verbrauch ein isothermischer Wirkungsgrad von
/ 4 \ 1,924
7 ) 2 = 5 - 1 4 = 7 3 , 5 o / 0
erforderlich. Ein G ebläse mit so hohem W irku ngs
grad gibt es natürlich nicht. Bei noch höherer W etter
gesch wind igkeit in der Lutte würde man bald den un
m öglichen isothermischen Wirkungsgrad von 100o>
benötigen, bei dem also die W etterleistung gleich der aufgewendeten Arbeitsleistung sein müßte.
Daraus ergibt sich, daß der isothermische W ir
kungsgrad nur dann einen Maßstab für die Güte von
's, 90
%¿o
5 70
% 60s
\50
•js-W
I -
'm/r.
:-v
3000
0 rooo eooo
Lutten/ange
Abb. 37. Luftverbrauch je 1000 m s W etter bei 4 a t Ü . für 500 mm Luttendurchm esser.
rj• s a rx
7. s-z.E 7- s -U .
TJ - 5
2 :
~^TOOOm*
~\lOOO -
J n x o -
1 woo -
7 * 79 • I X
4000-
Abb. 38. Erforderlicher isoth erm ischer W irk ungsgrad bei gleichem Preßluftverbrauch für die Einheit der
W etterm en g e.
Gebläsen bietet, wenn die W ettermengen gleich sind.
Bei kleinern W etterm engen g en ü g t daher zur Er
zielu ng einies- gerin gen Preßluftverbrauches für die Einheit von 1000 m 3 ein niedriger isothermischer
