Diplomarbeit

Technische Universität Dresden
Fakultät Forst-, Geo- und Hydrowissenschaften
Institut für Geographie
Fakultät Bauingenieurwesen
Institut für Geotechnik
Diplomarbeit
zur Erlangung des akademischen Grades eines
Diplom-Geographen
Untersuchung sedimentpetrographisch-mineralogischer
Eigenschaften quartärer Lagen
und Modellierung ihrer Verbreitungsmuster
im Tharandter Wald (Sachsen)
vorgelegt von:
Michael Dietze
geboren:
am 16.11.1979 in Annaberg-Buchholz
Gutachter:
Herr Univ.-Prof. Dr. rer. nat. habil. Arno Kleber
Herr Univ.-Prof. Dr. rer. nat. habil. Bernd Ullrich
Dresden, 19.09.2006
Danksagung
Ich danke an dieser Stelle allen, die mich beim Anfertigen dieser Arbeit unterstützt haben:
Meinen Eltern für die mir zugestandenen Möglichkeiten und das Vertrauen, mich und meine
Gedanken zu verwirklichen, für das Wecken von Interesse an Landschaften und Menschen.
Elisabeth, wo wäre ich nur ohne dich, unsere kritischen abendumspannenden Streitgespräche, den Austausch von Ideen, das Wegreißen von der Arbeit und Hineinstoßen in die wohltuende und kräftemobilisierende Entspannung, das Weglächeln von Unwegsamkeiten und
Entmutigungen?
Prof. Dr. Arno Kleber für das Wecken von Interesse und Aufmerksamkeit an den attraktiven
Seiten der physischen Geographie, für Zeit und Geduld mit einem türrahmenklopfenden
Studenten, für Geländebegehungen und den kritischen Umgang mit dogmatischen
Behauptungen.
Prof. Dr. Bernd Ullrich für die mir beigebrachte Gelassenheit und die Beruhigung eines allzu
ungeduldiger Studenten, für zur Verfügung gestellte Gerätschaften und das entgegengebrachte Vertrauen im Umgang mit diesen, für wertvolle ermutigende und zurechtweisende
Worte.
Dr. Haubrich für die zahlreichen, glücklicherweise nicht immer nur fachgebundenen Frage-/Antwort-Spielchen und Diskussionen, für die unzählbaren Geländebegehungen, Exkursionen und praktischen Arbeiten, für das Vermitteln eines Verständnisses für („anorganische“) Bodenkunde.
Frau Schneider für Ermunterungen und Motivationsbemühungen, für lästige Laborarbeiten
und den beruhigenden Umgang mit „dösenden“ Studenten.
Meinen Kommilitonen und Freunden, die mich in schwierigen Phasen aufgemuntert, abgelenkt und vorangebracht haben.
Ehrenwörtliche Erklärung
Hiermit versichere ich, die nachfolgende Arbeit selbständig und ohne Benutzung anderer als
der erlaubten Hilfsmittel und aufgeführten Quellen angefertigt zu haben.
Die Arbeit wurde bisher noch keiner anderen Prüfungsbehörde vorgelegt und noch nicht
veröffentlicht.
Ich bin mir bewusst, dass eine unwahre Erklärung rechtliche Folgen haben kann.
Michael Dietze
Dresden, 19.09.2006
Inhalt
Kurzfassung ...........................................................................................................................................1
Abstract ...................................................................................................................................................2
1. Grundlagen ........................................................................................................................................3
1.1. Der oberflächennahe Untergrund und seine quartäre Überprägung.............................3
1.1.1. Das Phänomen quartärer Hangsedimente ...............................................................3
1.1.2. Gliederungsansätze .....................................................................................................4
1.1.3. Ansätze genetischer Interpretationen .......................................................................7
1.2. Koppelung quartärer Hangsedimente an das Relief ......................................................11
1.2.1. Wichtige Prozesse der Hangsedimentgenese ........................................................11
1.2.2. Beziehung der einzelnen Lagen zum Relief ...........................................................14
1.3. Beziehungen zwischen quartären Lagen und dem anstehenden Gestein ........................................................................................................................................18
1.4. Anthropogene Überprägung quartärer Hangsedimente.................................................21
2. Datenmaterial und Untersuchungsmethodik .............................................................................23
2.1. Einführung in die Arbeitsstrategie ....................................................................................23
2.2. Tharandter Wald und Landberg als Untersuchungsgebiet ...........................................25
2.2.1. Lage und naturräumliche Einordnung ...................................................................25
2.2.2. Geologischer Bau und Eigenschaften der oberflächig anstehenden Gesteine ...............................................................................................................28
2.2.3. Historische Nutzung und anthropogene Einflussnahme im Tharandter Wald ..............................................................................................................32
2.3. Untersuchungsmethodik für die anstehenden Gesteine ................................................36
2.3.1. Probennahme und Aufbereitung des Materials ....................................................36
2.3.2. Makro- und mikroskopische Charakterisierung des Materials...........................37
2.3.3. Röntgenphasenanalyse..............................................................................................37
2.3.4. Spezielle Materialanalytik.........................................................................................38
2.4. Untersuchungsmethodik für die Substratproben ..........................................................40
2.4.1. Feldaufnahme von Bodenprofilen und Probennahme .........................................40
2.4.2. Probenaufbereitung ...................................................................................................42
2.4.3. Mikroskopische Parametererhebung ......................................................................44
2.4.3.1. Holzkohle .........................................................................................................44
2.4.3.2. Gesteinsfragmente...........................................................................................46
2.4.3.3. Mineralbestand ................................................................................................47
2.4.4. Granulometrie und Sedimentpetrographie............................................................48
2.4.5. Röntgenphasenanalyse..............................................................................................49
2.5. Digitale Reliefanalyse ..........................................................................................................52
2.5.1. Grundlagen .................................................................................................................52
2.5.2. Modellierung der Eigenschaften von Basislagen ..................................................54
2.5.2.1. Grundgedanken des Modellierungsansatzes..............................................54
2.5.2.2. Modellierung der stofflichen Zusammensetzung ......................................56
2.5.2.3. Modellierung des Mächtigkeitsfaktors ........................................................59
2.5.3. Modellierung der Eigenschaften von allochthon mitbestimmten
Lagen ...........................................................................................................................66
2.5.3.1. Grundgedanken des Modellierungsansatzes..............................................66
2.5.3.2. Modellierung des Gesamtmächtigkeitsfaktors ...........................................68
2.5.3.3. Modellierung der stofflichen Zusammensetzung ......................................76
2.6. Statistische Verfahren ..........................................................................................................78
2.6.1. Interpolation der Hauptlagenmächtigkeit..............................................................78
2.6.2. Approximation der reliefbedingten Mächtigkeit von Lagen...............................78
2.6.2.1. Regression ........................................................................................................78
2.6.2.2. Cokriging ..........................................................................................................79
2.6.3. Validierung und Kontrollmechanismen .................................................................80
3. Vorstellung und Diskussion der Ergebnisse ...............................................................................81
3.1. Ergebnisse der aufgenommenen Profile...........................................................................81
3.1.1. Bodentypen .................................................................................................................81
3.1.2. Quartäre Lagen...........................................................................................................82
3.2. Ergebnisse der Gesteinsuntersuchungen..........................................................................85
3.2.1. Makroskopische und mikroskopische Eigenschaften...........................................85
3.2.2. Röntgendiffraktometrie.............................................................................................88
3.3. Ergebnisse der Substratuntersuchungen ..........................................................................90
3.3.1. Mikroskopische Eigenschaften.................................................................................90
3.3.2. Granulometrische Eigenschaften .............................................................................93
3.3.3. Röntgenographische Eigenschaften ........................................................................96
3.4. Geologisch-pedologisch relevante Phänomene...............................................................98
3.4.1. Rötliches Material im Verwitterungshorizont des AugitNephelinites ...............................................................................................................98
3.4.2. Tonreiche intensiv gefärbte Schichten ..................................................................100
3.4.3. Schwarze Hohlkugeln .............................................................................................101
3.5. Modellierungsergebnisse für das Gebiet des Tharandter Waldes ..............................103
3.5.1. Eigenschaften der Basislagen .................................................................................103
3.5.1.1. Stoffliche Eigenschaften................................................................................103
3.5.1.2. Mächtigkeitseigenschaften...........................................................................107
3.5.2. Eigenschaften der allochthon mitbestimmten Lagen..........................................107
3.5.2.1. Stoffliche Eigenschaften................................................................................107
3.5.2.2. Mächtigkeitseigenschaften...........................................................................108
4. Weiterführende Interpretationen ................................................................................................112
4.1. Bindung des oberflächennahen Untergrundes an das Relief ......................................112
4.1.1. Zusammenhang Boden – Relief .............................................................................112
4.1.2. Zusammenhang quartäre Lagen – Relief..............................................................112
4.1.2.1. Basislage..........................................................................................................112
4.1.2.2. Mittel- und Hauptlage ..................................................................................113
4.2. Überprägung der Ausgangsgesteine...............................................................................116
4.2.1. Präquartäre Überprägungen ..................................................................................116
4.2.2. Quartäre Überprägungen .......................................................................................119
4.2.2.1. Parautochthone Bildungen des Pleistozäns...............................................119
4.2.2.2. Allochthon mitbestimmte Bildungen des Pleistozäns .............................121
4.2.2.3. Pedogene Bildungen .....................................................................................122
4.2.2.4. Kolluviale Bildungen ....................................................................................124
5. Würdigung der Methoden – Ausblick .......................................................................................126
5.1. Eingesetzte Methoden ........................................................................................................126
5.1.1. Feldmethoden...........................................................................................................126
5.1.2. Labormethoden ........................................................................................................127
5.1.3. Modellierungsansatz ...............................................................................................128
5.2. Ausblick ................................................................................................................................130
Verzeichnisse......................................................................................................................................132
Literatur .......................................................................................................................................132
Abbildungen ...............................................................................................................................138
Tabellen........................................................................................................................................141
Anlagen
Abbildungen der Schürfe im Landberggebiet
Granulometrie und sedimentpetrographische Kennwerte untersuchter Profile
Röntgendiffraktogramme untersuchter Gesteinsproben
Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
Ergebnisse der mikroskopischen Bemusterung der Substratproben
Fotos von typischen Substrateigenschaften
Parameter und Fehlermaße für die Cokriging-Interpolation
CD mit digitalem Datenmaterial
Kurzfassung
Die
Böden
mitteleuropäischer
Mittelgebirge
sind
weitflächig
durch
quartäre
Hangsedimente (quartäre Lagen) strukturiert. Diese periglaziären Bildungen veränderten
deutlich die Eigenschaften des oberflächennahen Untergrundes. Es ist daher von Bedeutung,
möglichst flächendeckend Informationen über ihre stoffliche Zusammensetzung und Mächtigkeit zu ermitteln.
Mit der vorliegenden Arbeit soll ein Beitrag dazu geleistet werden. In einem Teilgebiet
des Tharandter Waldes (Ostsachsen) wurde aus Bodenprofilen der Aufbau des oberflächennahen Untergrundes ermittelt und Substratproben sowie Handstücke der im Untersuchungsgebiet anstehenden Gesteine entnommen. Das Material wurde mikroskopisch, granulometrisch und röntgenographisch untersucht mit dem Ziel, die stofflichen Eigenschaften
der Ausgangsgesteine und deren quartäre Überprägung zu kennzeichnen bzw. Indikatoren
für die verantwortlichen Prozesse zu ermitteln. Zusätzlich wird ein Modellansatz vorgestellt,
mit dem es möglich ist, quartäre Lagen in ihrer Mächtigkeit und materiellen Zusammensetzung flächenhaft zu charakterisieren. Das Modell arbeitet diese Informationen über die Beschreibung der Abhängigkeit periglaziär abgelaufener Prozesse von geologischen und geomorphologischen Rahmenbedingungen heraus.
Im Untersuchungsgebiet wurden verschiedene Typen von Lagenkombinationen festgestellt, die einen engen Bezug zu den darin entwickelten Böden zeigen. Durch die mikroskopische Untersuchung konnte in den meisten Fällen die im Feld vorgenommene Lagenzuordnung bestätigt werden. Die granulometrischen Eigenschaften der Proben zeigen sehr deutlich die unterschiedliche Beschaffenheit der quartären Lagen und lassen lagengenetische
Interpretationen zu. Röntgenographisch wurde neben dem Gesamtmineral- besonders der
Tonmineralbestand analysiert mit dem Ergebnis, dass durch diese Methodik ebenfalls
Schichten gegeneinander abgegrenzt werden können. Bestimmte Tonminerale spiegeln in ihren Eigenschaften sogar pedogene und sedimentäre Prozesse wider. Die Modellierung der
Lageneigenschaften zeichnet im Wesentlichen die real gemessenen Werte nach. Lediglich Extremwerte bleiben unberücksichtigt. Aufgrund mangelhafter Eingangsdaten für die Beschreibung der Basislagenmächtigkeit konnte deren Modellierung nicht durchgeführt werden.
Die Ausprägung des oberflächennahen Untergrundes zeigt insgesamt die häufig
beschriebene enge Bindung an das Relief. Dabei konnte die quartäre Überprägung anhand
von allochthoner Sedimentzufuhr, solifluidalem Massenversatz, pedogener Alteration sowie
anthropogener Einflussnahme belegt werden.
1
Abstract
The soils of Central European subdued mountain ranges are extensively structured by
periglacial deposits (Quaternary cover beds). These had great impact on substrate properties
close to surfaces. Therefore, it is of importance to gain area-wide information on material
composition and thickness of slope deposits.
Here I contribute to this topic. In a section of Tharandt Forest (eastern Saxony) soil profiles were used to deduce the structure of the subsurface. Furthermore, samples from these
profiles and from bedrock outcrops were taken. The material obtained was analysed by
microscopical, granulometrical and X-ray diffractometrical techniques. The aim is to characterise material properties of bedrock as well as its Quaternary modification, and to infer the
responsible processes. Additionally, a model approach is introduced which allows to designate area-wide properties of periglacial layers. The model describes processes in a periglacial
environment and their control by geological and geomorphological frameworks.
In the area of investigation different types of layer configurations were observed, which
show a close relationship to the therein-developed soils. By microscopic analysis, it was possible to support field-derived stratigraphic assessments. The granulometric properties clearly
reproduce the different compositions of particular periglacial layers and even allow genetic
interpretations. X-ray diffractometry aimed to identify total mineral composition and particularly phyllosilicate contents. This method turned out an adequate tool to distinguishing
layers. Certain clay minerals even reflect the results of pedogenic and sedimentary processes.
The model approach represents in most cases the values measured in field work. Only extreme values remain unconsidered. Because of partial inadequate input data for the modelling process the basal layer thickness could not be approximated.
Modelling of layer properties basically returns the close linkage to relief features that has
often been propagated. Quaternary alteration of subsurface properties is due to gelifluidal
mass movement, allochthonous sediment supply, pedogenetic modification and anthropogenic influence.
2
1. Grundlagen
„Was ist das, ‚ein Geograph’?“
„Das ist ein Gelehrter, der weiß, wo sich die Meere, die Ströme, die
Städte, die Berge und die Wüsten befinden.“
„Das ist sehr interessant“, sagte der kleine Prinz. „Endlich ein richtiger
Beruf!“
Und er warf einen Blick um sich auf den Planeten des Geographen. Er
hatte noch nie einen so majestätischen Planeten gesehen.
„Er ist sehr schön, Euer Planet. Gibt es da auch Ozeane?“
„Das kann ich nicht wissen“, sagte der Geograph.
„Ach!“ Der kleine Prinz war enttäuscht. „Und Berge?“
„Das kann ich auch nicht wissen“, sagte der Geograph.
„Aber ihr seid doch Geograph! – Und Städte und Flüsse und Wüsten?“
„Auch das kann ich nicht wissen.“
„Aber ihr seid doch Geograph!“
„Richtig“, sagte der Geograph, „aber ich bin nicht Forscher. Es fehlt
uns gänzlich an Forschern [...]“.
Antoine de Saint-Exupéry – Der kleine Prinz
1.1. Der oberflächennahe Untergrund und seine quartäre Überprägung
1.1.1. Das Phänomen quartärer Hangsedimente
In der jüngeren geologischen Vergangenheit unterlagen weite Teile Mitteleuropas dem
direkten und indirekten Einflussbereich kaltzeitlicher Bedingungen. Während des Quartärs
ereigneten sich mehrere alternierende Kalt- und Warmphasen, die zu einer gravierenden
Überprägung der Landschaft geführt haben und zum Teil noch heute führen. Zahlreiche
geomorphologische Formen zeugen von Vorstößen der Inlandeismassen und montanen
Gletscher. Ein Blick auf die geologische Übersichtskarte Mitteleuropas zeigt eindrucksvoll
die weiten Flächen, welche im Pleistozän überprägt worden sind.
Dauerte es bereits in den Fachbereichen der Geologie sehr lange, bis sich die Erkenntnis
durchgesetzt hatte, dass eben jene kaltzeitlichen Bedingungen Verursacher der heutigen
Landschaftsausprägung waren, so scheinen andere Zweige der Geowissenschaften bis heute
nicht wirklich die morphologischen Vorgänge während der letzten ca. 100000 Jahre akzeptiert zu haben. Noch bis vor 50 Jahren ging die Standardlehrmeinung der Bodenkunde davon aus, dass es sich bei den rezenten Bodenentwicklungen um in situ Bildungen handelt
(RICHTER 1965, SCHLICHTING 1986 in THIEMEYER 1988). Von diesem paradigmatischen Dilemma zeugt noch heute die mitunter problematische Grundkonzeption der bodenkundlichen Kartieranleitung (AG BODEN 1994 bzw. 2005).
Jedoch seit den sechziger Jahren des 20. Jahrhunderts prägten sich in BRD und DDR verschiedene Forschungsinteressen heraus, die sich speziell der Problematik quartärer Hangsedimente widmeten (vgl. Kapitel 1.1.2). Arbeiten von SCHILLING & WIEFEL (1962), SEMMEL
3
(1964), ALTERMANN & RUSKE (1970), STAHR (1979) und Schwanecke (in VEB FORSTPROJEKTIERUNG
POTSDAM 1965) thematisieren die auffällige und systematische Umgestaltung der
obersten Dezimeter des geologischen Untergrundes und verbinden mit den gefundenen Regelhaftigkeiten Prozesse, die – obwohl in einigen Fällen stark voneinander abweichend – oft
für Mitteleuropa verallgemeinernd Geltung besitzen.
Bis heute entwickelten sich diese Ansätze weiter. Dabei wurden z.T. kontrovers diskutierte Vorschläge zur Altersstellung, stratigraphischen Gliederung und den genetischen Prozessen gemacht. ALTERMANN (1993) hat einen Versuch unternommen, die verschiedenen
Gliederungen gegenüberzustellen und ineinander zu überführen. Die bodenkundliche Kartieranleitung (AG BODEN 2005) stellt den zurzeit einheitlich gültigen Gliederungskatalog für
die Bundesrepublik Deutschland dar.
Die Überprägung durch pleistozäne Prozesse hat erhebliche Konsequenzen für die Einstufung des oberflächennahen Untergrundes in vielerlei Hinsicht. Nicht nur für die grundlagenorientierte Forschung ist es wichtig und interessant zu wissen, welche geomorphologischen Vorgänge während der vergangenen Kaltzeit(en) abgelaufen sind, welche Funktion
quartäre Lagen als Archiv der Landschaftsgeschichte einnehmen oder wie Standorteigenschaften durch Hangsedimente verändert werden. Auch für anwendungsorientierte Wissenschaftsbereiche sind Kenntnisse über die Eigenschaften des oberflächennahen Untergrundes
eminent wichtig. So werden Hangwasserflüsse durch quartäre Hangsedimente stark beeinflusst (KLEBER & SCHELLENBERGER 1999). Das Wasserhaltevermögen des Bodens und damit
das Erosionspotential, die (Schad-) Stoffdynamik (KLEBER et al. 1998) in und auf Böden hängt
ebenfalls sehr stark von den physikalischen Eigenschaften des Substrates und damit den
quartären Lagen ab. Generelle planungstechnische Arbeiten sind auf die genaue Kenntnis
der stofflichen Eigenschaften des oberflächennahen Untergrundes angewiesen. Eine Standortsbewertung ist ohne Informationen über die ersten Dezimeter des Untersuchungsgegenstandes nahezu undenkbar. Es existiert also eine große Anzahl an Gründen, sich näher mit
der Ausprägung des oberflächennahen Untergrundes auseinander zu setzen.
1.1.2. Gliederungsansätze
Wie bereits angedeutet, existiert eine Fülle von Ansätzen, um den schichtweisen Aufbau
des oberflächennahen Untergrundes zu differenzieren und klassifizieren. VÖLKEL (1995) gibt
eine Übersicht dazu. In dieser Arbeit sollen der Zweckmäßigkeit halber nur zwei Schemata
näher besprochen werden. Zum einen muss dem derzeit bundesweit gültigen Gliederungsansatz Aufmerksamkeit geschenkt werden, zum anderen soll auch eine vor allem im Untersuchungsgebiet des Tharandter Waldes angewendete Systematik näher vorgestellt werden.
4
Abbildung 1 – Typischer Aufbau eines quartär überprägten Standortes (bei Hofheim am Taunus). Dem anstehenden Gestein folgen geschichtete Hangsedimente (Hauptlage über Mittellage über Basislage). Eigener Entwurf.
In Abbildung 1 ist ein Aufschluss quartärer Hangsedimente dargestellt, der sich aus drei
Lagen zusammensetzt. An diesem idealen Drei-Schicht-Profil soll das Gliederungsverfahren
nachvollzogen werden, welches in der Bodenkundlichen Kartieranleitung (AG BODEN 2005)
beschrieben ist. Die Einteilung der Lagen baut stark auf der Arbeit von SEMMEL (1964) auf
und wurde, leicht modifiziert, zum Grundbaustein der aktuell gültigen Ansprache quartärer
Lagen. Im Folgenden sollen wichtige Merkmale der einzelnen Lagen genannt werden.
Vorher jedoch bedarf es der Klärung einiger wichtiger Begriffe. Nach dem Entstehungsort quartärer Lagen werden z.T. unglücklich formulierte Adjektive zur näheren Kennzeichnung verendet:
•
autochthon – reine in situ Bildungen, direkt aus dem am Standort anstehenden
Gestein entstanden
•
parautochthon – keine echten in situ Bildungen, aus dem lokal (d.h. hangaufwärts
und am Standort) anstehenden Gestein entstanden
•
allochthon – ex situ Bildungen, aus Material entstanden, welches nicht in der lokalen
Umgebung des Standortes vorkommt
•
allochthon mitbestimmt – Bildungen, die sowohl parautochthones wie auch
allochthones Material in beliebigen Anteilen enthalten
Als liegende Schicht im geologischen Sinne muss das verwitterte, zermürbte und aufgelockerte anstehende Gestein aufgefasst werden. Dieses Gestein besitzt allenfalls schwache
5
Anzeichen von Dislokationsprozessen. Es handelt sich im Wesentlichen um eine in situ Umgestaltung des Gebirges. Finden sich jedoch Veränderungen des Gesteinsverbandes, wie
etwa lateral eingeregelte Skelettkörper oder gar Materialien von hangaufwärts anstehenden
Gesteinsarten, die eine in situ Bildung widerlegen, muss dies die Ausweisung einer neuen
Schicht nach sich ziehen.
Wird das anstehende Gestein überlagert von einem stark verdichteten Substrat, welches
(in Hangrichtung eingeregelte) Komponenten der hangaufwärts vorkommenden oder unterlagernden Gesteine enthält, so muss dieses Material als Basislage (LB) bezeichnet werden (AG
BODEN 2005). Tatsächlich ist in Abbildung 1 der Skelettreichtum dieser Schicht nachvollziehbar. Über am Aufbau beteiligte äolische Beimengungen werden widersprüchliche Aussagen
gemacht. So soll die Basislage aus parautochthonen Gesteinen hervorgegangen sein, jedoch
trotzdem äolische Fremdanteile enthalten können. Die Mächtigkeit und Mehrgliedrigkeit
wird in weiten Grenzen (20 bis 100 cm) angegeben (AG BODEN 2005).
Stellt sich zum Hangenden hin eine Veränderung der Substrateigenschaften ein, kommt
äolisches Material hinzu, nimmt die Lagerungsdichte sowie u.U. der Skelettgehalt des Substrats ab, dann muss diese Bildung als Mittel- oder Hauptlage (LM bzw. LH) angesprochen werden. Es können diese beiden Lagen jedoch auch gemeinsam über der Basislage vorkommen. Ihre Differenzierung erfolgt dann anhand von Unterschieden in der Feinbodenzusammensetzung. Allerdings verwundert hier die Bemerkung, dass
Mittellagen in sich mehrgliedrig sein können (AG BODEN
1994). Man steht somit vor der unlösbaren Aufgabe, drei
Schichten, die sich allenfalls im Feinerdeanteil unterscheiden, mit zwei Begriffen richtig gegeneinander abzugrenzen und dabei nur Eigenschaften des Feinbodens
nutzen zu können. Abbildung 2 veranschaulicht noch
Abbildung 2 – Paradoxie einer korrekten
einmal diese Paradoxie. Die Mächtigkeit der Mittellage
Ausweisung mehrgliedriger Lagen. Eige-
wird ungenau mit weniger als 50 cm angegeben, jene der
ner Entwurf.
Hauptlage mit gleichmäßig um 50 cm.
Schließlich kann noch eine weitere hangende Lage ausgewiesen werden, die jedoch nur
lokal auftritt und dabei an Gesteinsausbisse unmittelbar hangaufwärts gebunden ist. Sie
wird als Oberlage (LO) bezeichnet (AG BODEN 2005).
Das Gliederungsschema der amtlichen Kartieranleitung wird in dieser Arbeit im Wesentlichen übernommen, auch wenn es sich dabei um ein abstraktes Gebilde mit z.T.
wesentlichen strukturellen Schwächen handelt. Dennoch bietet es als einziges die Möglichkeit einer zumindest national gültigen Vergleichbarkeit der Daten.
6
Durch die Arbeiten von Prof. Fiedler steht eine Vielzahl von Daten zur Verfügung, die
sich der Ausprägung des oberflächennahen Untergrundes im Gebiet des Tharandter Waldes
widmen. Da diese Arbeit auch auf derartige Beschreibungen eingehen wird, erscheint es
wichtig, die Ansprache der quartären Lagen nach dem dort genutzten Ansatz zu erläutern.
Im Wesentlichen folgen FIEDLER & HUNGER (1970) den Prinzipien von SCHILLING & WIEFEL
(1962), konkretisieren deren Angaben jedoch für eine bessere Beschreibung der lokalen
Gegebenheiten ihrer Arbeitsgebiete.
Grundsätzlich wird bei FIEDLER & HUNGER (1970) das in Schichten angeordnete Material
selbst in unterschiedliche Ausbildungsformen eingeteilt. Diese reichen von Block- und
Solifluktionsschuttdecken über Frost- und Fließerden bis hin zu feinbodenreichen Lössen
und Lössderivaten. Die Schichten wiederum werden anhand ihrer materiellen und
physiologischen Eigenschaften gegeneinander abgegrenzt.
Dem oft tertiär aufbereiteten anstehenden Gestein (Zersatz- oder Auflockerungszone)
lagert eine skelettreiche Solifluktionsbildung auf, deren Körnungs- und Materialeigenschaften stark dem anstehenden Gestein ähneln. Die Mächtigkeit dieser Schicht schwankt in weiten Grenzen (0.3 bis 8 m). Beimengungen von Staub sollen mitunter eine merkliche Rolle
spielen. FIEDLER & HUNGER (1970) bezeichnen diese Bildung als Basisfolge. Betrachtet man
den Gliederungskatalog der bodenkundlichen Kartieranleitung, so ist die Koinzidenz von
Basisfolge und Basislage trotz einiger Kontroversen unverkennbar.
Die sich im Idealfall hangend anschließende Schicht zeichnet sich durch einen höheren
Feinbodenanteil aus, ihre Mächtigkeit schwankt ebenfalls stark, wenn auch nur zwischen
0,2 und 2 m. Der besonders deutlich auszumachende Farbunterschied hin zur liegenden
Schicht soll im Lössanteil (und fehlenden Eisenoxiden) begründet liegen. Damit wird auch
hier die äolische Materialbeimengung postuliert. Speziell der Höhengradient wird bei FIEDLER
& HUNGER (1970) betont, indem in unteren Berglagen (kolline Stufe) das schichtaufbau-
ende Material als Solifluktions-(Fließ-)Löss beschrieben wird. Eine in Analogie zur amtlichen
Kartieranleitung mögliche Zweiteilung der sog. Hauptfolge wird nicht erwähnt.
Das als Deckfolge beschriebene oberste Glied des Schichtkomplexes wird als sehr heterogen in Hinblick auf Mächtigkeit, Körnung, Lagerung und Verwitterungsgrad beschrieben
und bekommt allenfalls lokalen Charakter zuerkannt. Auch eine holozäne (Mit-) Gestaltung
wird erwähnt (FIEDLER & HUNGER 1970).
1.1.3. Ansätze genetischer Interpretationen
Einem Erkennen von quartären Lagen im Gelände und ihrer gegenseitigen Abgrenzung
anhand materieller und physiologischer Eigenschaften folgt zwangsläufig die Frage nach
dem Grund der Differenzierung, das heißt nach der Entstehungsursache und damit den
wirksamen Prozessen. Meist liefern die erkannten Eigenschaften bereits gute Antworten auf
diese Fragen. Dennoch fällt bei einem Literaturstudium auf, dass ähnlich beschriebene
7
Eigenschaften oft unterschiedlich gedeutet werden. Besonders die zeitliche Einordnung der
Prozesse weicht in der Einschätzung der Autoren mitunter extrem voneinander ab.
Übereinstimmend geben KLEBER (1992), VÖLKEL (1995) und SAUER (2002) an, dass der
Bildung periglaziärer Lagen eine Phase feuchter Klimabedingungen mit intensiven flächenhaften Ver- und Abspülungsprozessen vorausgeht. Diese Vorgänge sollen eventuell vorhandene Reste früherer Bildungen (z.B. ältere periglaziäre Lagen, Lösse und Lössderivate, Verwitterungsdecken oder Bodenbildungen) großflächig beseitigen. Nur an geschützten Standorten oder Bereichen großer Sedimentmächtigkeit soll Material erhalten bleiben können.
Dabei muss dieser Phase kein spezifisches Alter zuweisbar sein bzw. diese Vorgänge können
mehrfach stattfinden (KLEBER 1992).
Mit zunehmender Dominanz pleistozäner Verhältnisse geht das Potential zur flächenhaften Abtragung zurück. Physikalische Verwitterungsvorgänge gewinnen an Bedeutung
und stellen reichlich grob zerkleinertes Material zur Verfügung (FRÜHAUF 1991). Hinzu kommen weitere Prozesse. Die Kryoturbation mobilisiert das skelettreiche Material und
vermischt es. Solifluktion als lateral wirkender Vorgang sorgt für eine flächenhafte Verteilung des mobilisierten Materials. KLEBER (1992) beschreibt einen überlappenden Übergang
zwischen den genannten Prozessen, VÖLKEL et al. (2002) weisen dieser Phase einen durch
kalthumide Bodenregime bedingten Fließerdecharakter zu. Nahezu alle Autoren gehen von
einer Aufarbeitung rein lokaler Gesteinselemente aus und negieren demzufolge allochthone
Sedimentzufuhr (Lössakkumulation). Dennoch mitunter nachgewiesene Lössimplementation (SEMMEL 1998) werden durch die solifluidale Einarbeitung älterer Sedimente erklärt (z.B.
SAUER 2002). Als Konsequenz dieser Paläoumweltbedingungen entwickelt sich die Basislage
mit ihrem lateral eingeregelten (gesteinsabhängigen) Skelettreichtum aus lokalem Material
und einem weitgehenden Fehlen allochthoner Bestandteile.
Im weiteren Verlauf der kaltzeitlichen Bedingungen, seien es Oszillationen (KLEBER
1992) oder glaziale Phasen (SAUER 2002), ändern sich erneut die klimatischen Rahmenbedingungen. Durch eine Temperaturabnahme entwickelt sich ein kaltarides Regime. Damit geht
das Potential zu solifluidaler Sedimentverlagerung deutlich zurück (SEMMEL 1968 in SAUER
2002). SAUER (2002) gesteht diesem Prozess nur noch abgeschwächte (vertikale) Intensität
und kurze Dauer zu. Wesentliche Materialzufuhr erfolgt nun durch die Akkumulation von
Löss (VÖLKEL et al. 2002). Je nach Reliefausprägung des entsprechenden Standortes kann
unterschiedlich viel äolisches Sediment akkumuliert werden.
Was die Ausbildung der Mittellage anbelangt, widersprechen sich die Autoren deutlicher. KLEBER (1992) erklärt deren Genese durch synsedimentäre, abgeschwächt wirkende
Solifluktion. SAUER (2002) hingegen vermutet einen erneuten postdepositionalen Klimaumschwung in Richtung kalthumider, solifluktionsbegünstigender Zustände als Ursache der
Überprägung des äolischen Sediments. VÖLKEL et al. (2002) sehen in der Mittellage die basalen Bereiche der sommerlichen Auftauschicht der kaltzeitlichen Erdoberfläche. SCHILLING &
WIEFEL (1962) machen generell die Prozesse der Lössakkumulation und Solifluktion für die
8
Bildung ihrer Hauptfolge verantwortlich, wobei deren Hauptfolge allerdings nicht wirklich
der Mittellage entspricht (ALTERMANN 1993).
Die Faziesausprägung der Mittellage kann als eine Funktion der Mächtigkeit des abgelagerten Lösses interpretiert werden (SAUER 2002). Erreicht der sommerliche Auftaubereich
und damit die (morphologisch) aktive Zone nicht die Untergrenze des äolischen Materials,
so findet eine reine Umlagerung dieses Substrates statt und die Fazies ist lössähnlich. Wurde
hingegen überhaupt kein Fremdmaterial abgelagert, so kann nur das bestehende Basislagenmaterial aufgearbeitet werden und die Mittellage (per Definition nach AG BODEN 2005)
ist als solche nicht vorhanden, die Fazies ist basislagenartig. Entsprechend kann der Faziestyp zwischen diesen beiden Extrema variieren.
Die Genese der Hauptlage wird von einigen Autoren anders eingestuft als jene der Mittellage. Vor allem die erneute Bereitstellung größerer Mengen an Löss gilt als nicht wahrscheinlich (FRÜHAUF 1990). SAUER (2002) geht von vorwiegend lokalen äolischen Umlagerungen aus. Die ggf. im Hauptlagensubstrat vorhandene Lösskomponente ergibt sich folglich aus der solifluidalen Überprägung lokalen Materials. Damit kann es sich bei der Bildung
der Hauptlage nur um die Aufarbeitung bereits bestehender Schichtglieder handeln. Auch
die Korrelation der Eigenschaften von Mittel- und Hauptlagen (SCHOLTEN 2003) zeigt, dass
diese Schichten in keinem statistisch signifikanten Verhältnis zueinander stehen und folglich
nicht zwangsläufig denselben Prozessen entstammen müssen.
SAUER (2002) geht vor der Entstehung der Hauptlage von einem erneuten Aufleben
flächenhafter Erosion aus, die Teile der Mittellage oder ggf. diese ganz sowie Teile der Basislage entfernte. Danach bewegte sich die Hauptlage entsprechend der Mächtigkeit der sommerlichen Auftauschicht über die umgestaltete, an äolischem Material verarmte Oberfläche
und arbeitete das mobilisierbare Material kryoturbat und solifluidal auf. Die stoffliche
Zusammensetzung der Hauptlage müsste somit lateral stark schwanken. Vor allem aber
deren äolischer Anteil dürfte sehr gering sein. SCHILLING & WIEFEL (1962) oder auch FRÜHAUF
(1990) haben keine Zweiteilung in Mittel- und Hauptlage vorgenommen, obwohl ein
Fehlen äolischer Komponenten im hangenden Teil der Hauptfolge bzw. des Decksediments
doch wohl auffällig genug gewesen wäre. Selbst die bodenkundliche Kartieranleitung (AG
BODEN 2005) geht von einer unbedingten Präsenz äolischen Materials in der Hauptlage aus.
VÖLKEL et al. (2002) sehen die Hauptlagengenese gar in der durch Eintrag äolischer
Sedimente charakterisierten kaltariden Klimaphase angesiedelt. KLEBER (1992) geht speziell
auf solifuidale Bewegungsprozesse ein, um damit die konstante Mächtigkeit der Hauptlage
zu beschreiben. Er schreibt von einer Aufarbeitung der liegenden Straten während der
Hauptlagengenese.
Auf die Entstehung der Oberlage nach AG BODEN (2005) wird wegen ihres lokalen Charakters nicht weiter eingegangen. Zudem ist die Genese relativ einfach erklärbar durch Prozesse der (physikalischen) Verwitterung der oberhalb ihres Auftretens anstehenden Gesteine
sowie anschließender Verlagerung durch Sturzdenudation oder Rollbewegungen des Schuttes.
9
Die von vielen Autoren beschriebene Mehrgliedrigkeit periglaziärer Lagen, der Basislage
(KLEBER 1992), der Mittellage (AG BODEN 1994) oder der Hauptlage (SAUER 2002), soll auf
wiederholte Aufarbeitungsvorgänge während alternierender Phasen mit betonter Solifluktion, flächenhafter Erosion oder Lössakkumulation zurückzuführen sein. Es wird deutlich,
dass diese Mehrgliedrigkeiten großen Einfluss auf die stratigraphische Einstufung dieser
Lagen haben, für eine prozessorientierte Erklärung ihrer Entstehung jedoch nur von untergeordneter Bedeutung sind.
Die zeitliche Einordnung der Entstehung periglaziärer Lagen scheint die größten Dissonanzen hervorzurufen. Geben SCHILLING & WIEFEL (1962) noch eine Abfolge der Entstehung
seit dem beginnenden Würm an, so plädiert SAUER (2002) für eine oft wiederkehrende Aufarbeitung der abgelagerten Sedimente in mehr als fünf Phasen, deren Ursprünge mitunter
noch vor dem Würm liegen sollen. VÖLKEL et al. (2002) beschreiben eine Hauptlage, die ein
mindestens Bölling-zeitliches Moor unterlagert. SEMMEL (1964) hingegen spricht der Hauptlage eine Entstehung in der jüngeren Dryas zu, da sie eine allerödzeitliche Tephra überlagert.
KLEBER (2004) bietet einen Lösungsvorschlag für dieses zeitliche Problem an, indem er eine
mehrphasige Entstehung bzw. lithofazielle Unterschiede beschreibt.
Diese kurze Zusammenstellung soll die Problematik einer zeitlichen Festlegung der Lagengenese veranschaulichen. Solange es nicht möglich ist, absolute Datierungen der einzelnen Schichtglieder vorzunehmen und man somit nur auf relative Altersunterschiede
zurückgreifen kann, wird es wohl noch längere Diskussionen diesbezüglich geben. Für die
Intention dieser Arbeit jedoch ist es nicht von vordergründigem Interesse, das Alter der Lagen zu ermitteln, sondern vielmehr flächenhaft Informationen zu ihrer Verbreitung und
ihren Eigenschaften bereitzustellen.
In dieser Arbeit sollen unter anderem einige der folgenden Fragen bearbeitet werden.
Mit welchen Methoden ist es möglich, Schichten gegeneinander abzugrenzen und zu
beschreiben? Durch welche Prozesse wurde die präpleistozäne Erdoberfläche periglazial
verändert und wodurch sind diese Prozesse gesteuert? Besteht die Möglichkeit, Vorhersagen
zu Eigenschaften quartärer Lagen zu machen und diese flächenhaft darzustellen?
10
1.2. Koppelung quartärer Hangsedimente an das Relief
1.2.1. Wichtige Prozesse der Hangsedimentgenese
Der Einfluss des Reliefs auf die Eigenschaften quartärer Hangsedimente bzw. periglaziale Vorgänge generell ist als Ganzes betrachtet zu komplex, um ihn aufdecken zu können
(KARTE 1979). Daher ist es unablässig, das Problem in einzelne Teilprozesse zu zerlegen, wissend, dass durch Überlagerungen und Interaktionen ein gänzliches Auflösen der Vorgänge
nicht möglich ist. Wohl aber können wesentliche Einflussfaktoren herausgearbeitet und beschrieben werden. Erst mit Kenntnis der Einzelprozesse ist eine komplexe Auswertung von
Decklageneigenschaften sinnvoll.
In vielen Arbeiten zum Thema periglaziale Formung (u.a. KARTE 1979, AHNERT 1999,
RITTER 2002) und quartäre Lagen (z.B. KLEBER 1992) kommen immer wieder vier Prozesse
zur Sprache: Kryoturbation, Solifluktion, Abspülung sowie Akkumulation äolischen Materials. Diese vier Mechanismen scheinen also wesentlichen Einfluss auf die Ausbildung
periglaziärer Lagen (vgl. auch AG BODEN 2005) zu haben. Es ist daher sinnvoll, sich näher
mit der Natur und den steuernden Faktoren dieser Prozesse auseinander zu setzen.
Die Voraussetzung für sämtliche Verlagerungsprozesse ist die Bereitstellung von mobilisierbarem Material. Dies wird im periglazialen Milieu durch die kräftige physikalische Verwitterung (Kryoklastik im Sinne von SEMMEL 1985) bewirkt. Dabei kommt es bevorzugt zur
Bereitstellung von skelettreichem und schluffigem bis sandigem Feinmaterial.
Das Substrat wird dann durch die
Kryoturbation bewegt. SEMMEL (1985)
sieht in der Kryoturbation einen hauptsächlich vertikal wirkenden Vorgang.
Vor
allem
differenzierter
Frosthub
durch Volumenzunahme und Hygroskopie des Bodeneises soll der Hauptantrieb für die Kryoturbation sein (vgl.
Abbildung 3). Je nach Zusammensetzung des Lockermaterials werden sich
so strukturierte oder texturierte Formen
bilden (KARTE 1979). FIEDLER & BRÜCKNER
Abbildung 3 – Strukturboden aus einem rezenten Periglazialgebiet. Aus SEMMEL (1985).
(1982) bzw. FIEDLER & HOFMANN
(1982) beschreiben Froststrukturböden
auch im Tharandter Wald, also dem
Untersuchungsgebiet dieser Arbeit. Doch nicht nur strukturierte Böden treten auf, sondern
auch gelimiktiv vermischte Substrate (FIEDLER & SCHMIEDEL 1963).
11
Das Relief hat Einfluss auf die Kryoturbation, indem durch die Neigung der Oberfläche
mögliche Formen abwandelt bzw. zerstört werden. Steinringe werden zu Steinellipsen oder
Steinstreifen verzogen, bis sie ganz verschwinden (RITTER 2002). Formen der Kryoturbation
sind an ebenes Gelände gebunden (KARTE 1979). Die Exposition der Oberfläche steuert wiederum die Schneemächtigkeit und Vegetationszusammensetzung. Sie übt damit indirekt
Einfluss auf die Dynamik der Kryoturbation aus (SEMMEL 1985).
Bezogen auf periglaziäre Lagen kann der Kryoturbation nicht die alleinige mixtive Wirkung zugeschrieben werden, denn vor allem die Hangbereiche als Träger der Lagen besitzen
meist zu starke Neigungen für eine ausreichende kryoturbate Effektivität.
In Hanglagen dominiert die Solifluktion als lagenrelevanter Prozess. SEMMEL (1985) fasst
unter diesem Begriff eine Materialbewegung durch Wassersättigung im Solum, Frostkriechen sowie Kammeisbewegung zusammen und sieht somit, ähnlich wie auch KLEBER (1992),
die Solifluktion nicht nur auf Permafrostgebiete beschränkt. JAESCHE (1999) fasst die Solifluktion aus Frostkriechen und Durchtränkungsfließen zusammen und gelangt so zu einer ähnlichen Definition. Mit seiner Unterscheidung in gebundene (Vegetationsbedeckung) und freie
(Vegetationsfreiheit) Solifluktion stellt SEMMEL (1985) die Entwicklung von Loben bzw. mixtiver, amorpher Lagen vor, billigt also der Solifluktion ebenfalls eine vermischende Funktion
zu.
Den hauptsächlichen Anteil am solifluidalen Verlagerungsvorgang hat das Durchtränkungsfließen. Dieser Prozess wird in seiner Funktionsweise bei JAESCHE (1999) oder auch
AHNERT (1999) näher beschrieben. Grundlage sind (möglichst häufige) Frostwechselereignisse. Durch Auftauen des gefrorenen Untergrundes kann das entstehende perkolierende Wasser nicht ausreichend nach unten abgeführt werden und bedingt so eine Herabsetzung der
Stabilität des Solums an der Grenzlinie zum noch gefrorenen Bereich, an dem dann die Verlagerung einsetzt. Diese Grenzlinie liegt häufig in 40-60 cm Tiefe (Abbildung 4). Solifluktion
scheint also stets an Frostdynamik gebunden zu sein, wenngleich nicht zwangsläufig Permafrost Voraussetzung sein muss.
Abbildung 4 – Profile des solifluidalen Bodenversatzes (1967-1988) aus dem Yukon Territory. Aus PRINCE (1991)
in RITTER (2002).
12
Das Relief wirkt vor allem durch die Ausprägung der Wölbung (Krümmung) auf die
Wirksamkeit der Solifluktion ein (u.a. SELBY 1993). So bedingen vor allem konkave Bereiche
erhöhte Dislokationsbeträge (JAESCHE 1999). Doch auch die von der Exposition eines Standorts beeinflusse Vegetationszusammensetzung und Schneedeckenmächtigkeit kontrolliert
die Solifluktionseffektivität nachhaltig. Die Neigung hingegen schafft nur die untere und
obere Prozessgrenze. Unterhalb von etwa 1° Neigung soll keine Solifluktion stattfinden,
oberhalb von 15-25° hingegen meist rutschartige, schnellere Bewegungsarten dominieren
(RITTER 2002). Zwischen diesen Grenzwerten soll im Allgemeinen kein nachvollziehbarer
Zusammenhang zwischen Neigung und Solifluktionsintensität bestehen bzw. dieser durch
andere Faktoren (v.a. Bodenfeuchte) überdeckt werden.
Doch nicht nur kohärentes Bodenfließen wirkt an der Ausprägung eines geschichteten
oberflächennahen Untergrundes mit. Auch flächenhafte Spülvorgänge, wie sie bei periglazialen Umweltbedingungen häufig auftreten können, sind von Bedeutung. Hier spielt besonders der Sättigungsabfluss nach AHNERT (1999) die wohl wesentlichste Rolle. Die Infiltrationskapazität des Bodens ist durch die Vereisung im Untergrund stark herabgesetzt, so dass
flächenhafte Oberflächenabflüsse auftreten. Besonders schluffreiches Material wird bevorzugt ausgewaschen. SEMMEL (1985) weist auf die oft vernachlässigte Bedeutung der periglazialen Abspülung hin.
Der Einfluss des Reliefs zeigt sich bei diesem Prozess wohl noch deutlicher als bei der
Solifluktion. Abflusskonzentrierende Hangformen (Dellen, Hangverflachungen, etc.) schaffen ein hohes Erosionspotential. Die Neigung wirkt sich auf die Geschwindigkeit des abfließenden Wassers aus, differenziert jedoch, zusammen mit derivaten Faktoren (z.B. Vegetation), dabei auch die Art der Abspülung (AHNERT 1999).
Ein augenscheinliches Vermächtnis periglazialer Verhältnisse in Mitteleuropa sind die
metermächtigen Akkumulationen äolischer Sedimente, der Lösse. Auch in die periglazialen
Lagen ist dieses Material eingemischt und wird so zu einem wesentlichen Gliederungsmerkmal für die einzelnen Schichtglieder (vgl. AG BODEN 2005). Die vielgestaltigen Phänomene den Löss betreffend werden u.a. bei PÉSCI (1987) vorgestellt.
Die Ablagerung des äolisch bewegten Materials wird durch vier wesentliche Vorgänge
bewirkt: abnehmende Windgeschwindigkeit, Partikelkollision mit rauen, nassen oder elektrisch geladenen Oberflächen, Aggregatbildung sowie Auswaschen durch Niederschläge (PYE
1987). Fast alle der vier aufgezählten Vorgänge werden kleinräumig sehr stark durch das
Relief bestimmt. SEMMEL (1985) schreibt der Exposition und damit Luv-Lee-Effekten eine
große Bedeutung zu. FRIEDRICH (1996) bestätigt diese Aussage auf statistischem Wege.
13
Abbildung 5 – Reliefabhängigkeit der Lössdeposition. Aus PYE (1987)
Wie Abbildung 5 zeigt, kann die Wölbung ebenfalls kleinräumig die Lössverteilung differenzieren. Doch auch indirekt, über die reliefabhängige Vegetationszusammensetzung und
Vernässungstendenzen wird das Muster der Verteilung der Lössbedeckung modifiziert
(Abbildung 6).
Abbildung 6 – Reliefbedingte Bodenfeuchte als Lössfalle. Aus PYE (1987).
Nachdem nun einige wichtige schichtbildende und schichtdifferenzierende Prozesse
kurz beschrieben wurden und deren Steuerung durch die Eigenschaften des Reliefs näher
charakterisiert sind, kann im Folgenden versucht werden, das komplexe Resultat dieser Vorgänge (die quartären Lagen) in Bezug zu setzen mit steuernden Parametern des Reliefs.
1.2.2. Beziehung der einzelnen Lagen zum Relief
Das Zusammenspiel der periglazialen Prozesse stellt ein sehr komplexes Wirkungsgefüge dar. Räumliche Überlagerung, reliefabhängig differenzierte Wirksamkeit sowie
zeitliches (zyklisches) Neben- und Nacheinander machen es nahezu unmöglich, die
Ganzheit zu erfassen. Deshalb kann nur eine Annäherung durch die Betrachtung von
14
Korrelationen (Relief – Lage(n)) helfen, sich einem Prozessverständnis zu nähern. Relieffaktoren wirken auf verschiedenen Dimensionsebenen: direkt am Standort (proximal), in
der näheren Umgebung des Standortes (lokal), im solifluidalen Prozessgebiet sowie regional (vgl. FRIEDRICH 1996). Durch die Reliefabhängigkeit der oben beschriebenen Vorgänge
wird klar, dass bestimmte Relieffaktoren immer wieder auftauchen und so eine besondere
Bedeutung für die Ausprägung des oberflächennahen Untergrundes zu haben scheinen
(SCHOLTEN 2003). Tabelle 1 fasst wesentliche Reliefparameter verschiedener Autoren
zusammen und führt sie auf vier primäre Kennwerte zurück.
Tabelle 1 – Vorstellung primärer Reliefparameter, die zur Beschreibung quartärer Lagen herangezogen werden.
Höhe ü. NN (1 2 3)
Größe des Einzugsgebietes (1 3)
Höhe über Tiefenlinie (2 3)
Planare Entfernung zur Tiefenlinie (3)
Relative topographische Hangposition (3)
Wahre Entfernung zur Tiefenlinie (3)
LS-Faktor (3)
Anzahl höher liegender Pixel (3)
Hangposition
Hangneigung (2 3)
Neigung
Exposition (1 2 3)
Exposition
Expositionsfaktor (1)
Oberflächenindex (2)
Querkrümmung (1 3)
Horizontalkrümmung (1 3)
Vertikalkrümmung (1 3)
Flusskrümmung (1)
Maximalkrümmung (3)
Oberflächenentwicklung (3)
Relative Hangneigungskrümmung (2)
Relative Horizontalkrümmung (3)
Vertikale Exzesskrümmung (3)
Krümmung
Longitudinalkrümmung (3)
Quelle der aufgeführten Reliefparameter: 1 = FRIEDRICH (1996), 2 = SCHOLTEN (2003), 3 = BEHRENS (2003)
Die vier Attribute Hangposition, Hangneigung, Hangexposition und Hangkrümmung
scheinen also stets wichtige Eingangsparameter zu sein für die Aufstellung von Beziehungen
zwischen Relief und Eigenschaften des oberflächennahen Untergrundes. Im Folgenden sollen sie für die drei quartären Lagen näher beleuchtet werden.
SCHOLTEN (2003) führt aus, dass die Basislagenmächtigkeit eine hohe Korrelation mit
den Reliefparametern Hangkrümmung und Hangposition zeigt (vgl. Abbildung 7). Konkave
und Unterhangstandorte besitzen tendenziell eine größere Lagenmächtigkeit als konvexe
und Oberhangstandorte. Hingegen hat die Exposition eines Standorts keinerlei Einfluss, sowohl auf die Mächtigkeit als auch auf die stoffliche Zusammensetzung und Körnungsart des
Substrats. Hingegen sollen die petrographischen Eigenschaften der Basislage kaum irgendeinen Bezug zum Relief erkennen lassen.
15
Abbildung 7 – Korrelationsmatrix von Reliefparametern und Lageneigenschaften. Aus SCHOLTEN (2003).
Die Mittellage erfährt die größte Beeinflussung durch das Relief. BEHRENS (2003) macht
dafür genetisch die Vorgänge der Ablagerung (äolischer Bestandteile), (solifluidalen) Umlagerung sowie Abspülung und deren Reliefdependenz verantwortlich. Für die Mächtigkeit
sind so vor allem richtungsanzeigende Reliefparameter von Bedeutung. Doch auch Hangposition und Krümmung zeigen eine starke Korrelation mit der Schichtmächtigkeit (BEHRENS
2003). SCHOLTEN (2003) bestätigt dies und nimmt noch die Hangneigung als signifikanten
Parameter hinzu. Die stoffliche Zusammensetzung wird ebenfalls deutlich durch die Exposition eines Standorts geprägt. Vor allem der Grobbodenanteil zeigt auffällige Korrelationen
mit Krümmungs- und Expositionskennwerten.
Anders gestaltet sich die Thematik bei den Eigenschaften der Hauptlage. Die insgesamt
relativ gleichmäßige Mächtigkeit um 50 cm (AG BODEN 2005) spiegelt sich in einer Standardabweichung von weniger als 10 cm in einem Untersuchungsgebiet im Rheinischen Schiefer16
gebirge wider (BEHRENS 2003). Ein deutlich steuernder Einfluss des Reliefs ist nicht sicher
nachweisbar.
Um nun ein zusammenfassendes Bild zu zeichnen und die Einflussnahme von Reliefparametern noch idealisierter darzustellen, sollen die Abhängigkeiten letzterer untereinander
beschrieben werden. Ziel ist es, die Reliefdependenz quartärer Lagen auf so wenige Reliefparameter wie möglich zu reduzieren, um damit sinnvoll eine Modellierung bzw. statistisch
gestützte Vorhersage durchzuführen (vgl. Kapitel 2).
Hangposition, Hangkrümmung – zumindest die Vertikalkrümmung – sowie Hangneigung an einem Standort sind z.T. autokorreliert. FRIEDRICH (1996) beschreibt den starken
Zusammenhang zwischen Vertikalkrümmung und Hangposition, indem typischerweise
konvexe Standorte an Oberhangbereichen zu finden sind. Diese (für mitteleuropäische Regionen) kausale Beziehung stellt einen Grundgedanken vieler geomorphologischer Standardwerke dar (z.B. AHNERT 1999). SCHOLTEN (2003) zeigt, dass dieser Zusammenhang sogar die
stärksten Korrelationen von Reliefparametern untereinander bedingt. Doch auch die Neigung korreliert mit der Hangposition (BEHRENS 2003). Im Grunde genommen zieht jedwede
Krümmung einer Oberfläche Neigungsänderungen nach sich, also sind auch diese beiden
Parameter miteinander automatisch verbunden.
Das bietet die Möglichkeit, diese drei lagenbestimmenden Komponenten zu einem einzigen Faktor zu integrieren (Kapitel 2.5). Anders gestaltet sich die Sachlage bei der Exposition. Keiner der in diesem Abschnitt häufig zitierten Autoren kann eine signifikante Beziehung zwischen richtungsanzeigenden Parametern und der Hangneigung, Hangkrümmung
oder Hangposition herstellen.
Damit sollte die Exposition eines Standorts, vor allem in Hinblick auf die herausragende
Bedeutung dieses Reliefparameters für die Eigenschaften von äolisch mitbestimmten Lagen,
als gesonderter Faktor separiert werden und dem oben vorgestellten integralen Faktor
gleichberechtigt gegenüberstehen.
Es ist möglich, die Variabilität der Mächtigkeit quartärer Lagen zumindest partiell durch
die Wirkung einzelner Prozesse zu beschreiben. Diese Prozesse wiederum können generalisiert durch ihre Reliefdependenz erklärt werden. Dazu kann eine Vielzahl von reliefbeschreibenden Parametern auf wenige primäre Attribute zurückgeführt werden. Entsprechend ihrer vorhandenen Autokorrelation besteht schließlich die Möglichkeit, zwei Faktoren
– einen integralen und einen richtungsbeschreibenden – quasi als Quintessenz zu ermitteln,
die für die differenzierte Eigenschaftsbeschreibung des oberflächennahen Untergrundes
Schlüsselinformationen liefern.
17
1.3. Beziehungen zwischen quartären Hangsedimenten und dem anstehenden Gestein
Die bodenkundliche Kartieranleitung (AG BODEN 2005) unterteilt in ihrer faziesneutralen
Beschreibung periglaziäre Lagen in autochthone, parautochthone und allochthone Bildungen. Dabei würden allochthone Sedimente im Grunde genommen Lössen und Lössderivaten
entsprechen. Deshalb erscheint es aus Sicht der Kennzeichnung quartärer Lagen sinnvoller,
die allochthone Untergruppe noch weiter zu differenzieren in rein allochthone Bildungen
und allochthon beeinflusste Sedimente, die eigentlichen Lagen nach AG BODEN (2005). Bereits beschrieben wurden jene Prozesse, die zur Ausbildung dieser Schichten führen. Bemerkenswert sind dabei die Beziehungen zwischen geomorphologischen Prozessen und granulometrischen Substrateigenschaften.
SCHOLTEN (2003) gibt detaillierte Korrelationsanalysen an, mithilfe derer sich Korngrößenmerkmale und Prozesse parallelisieren
lassen. So zeigt der Skelett- und Tonanteil
quartärer Lagen immer eine stärkere Beziehung zum anstehenden Gestein als dies beim
Schluffanteil der Fall ist. Dies verwundert
nicht, werden doch Grobbodenanteile nicht
Abbildung 8 – Schwellenwert der Windgeschwindig-
durch äolische Vorgänge verlagert (vgl. Ab-
keit zur Erosion verschiedener Korngrößen. Aus BLUME
bildung 8). Ähnlich können auch feine Ton-
(1992).
partikel nicht ohne weiteres durch den Wind
ausgeblasen werden (BLUME 1992). Damit kann die allochthone Sedimentzufuhr primär keinen übermäßigen Einfluss auf diese Kornfraktionen ausüben. Anders verhält es sich bei dem
zwischengeschalteten Körnungsintervall. Unter anderem gibt THALHEIM (1988) 10-60 µm als
die für äolisch verfrachtete Sedimente typische Korngröße an. Damit wird diese Fraktion in
quartären Lagen, die auf eine Lössbeeinflussung zurückzuführen sind, ein stark allochthon
geprägtes mineralogisch-petrologisches Spektrum innehaben. Skelett und Tonfraktionen
(sowie eingeschränkt auch die Sandfraktion) hingegen sind eher repräsentativ für die Verlagerungsprozesse Solifluktion und Abspülung (SCHOLTEN 2003).
Diese Beziehungen zwischen Sedimentgranulometrie und Prozesskombination sind
wichtige Stützpfeiler für die später zu beschreibende Analysestrategie. Vor allem der Tonfraktion kommt eine besondere Bedeutung zu, da hier sowohl autochthone als auch allochthone Substratbereitstellung zusammenfällt. Hingegen kann die Schluffkomponente
eher als Träger von Informationen über allochthone Sedimentzufuhr angesehen werden. Die
Grobsand- und Skelettfraktion schließlich bildet den Vertreter der parautochthonen Materialanlieferung.
18
Jedoch gilt zu beachten, dass durch die Verwitterung und pedogene Überprägung von
Substraten Veränderungen in der ursprünglich sedimentär angelegten Korngrößenzusammensetzung hervorgerufen werden können (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002), die dann
das Bild verwischen. Auch Ton wird, wenn er in Aggregaten von Schluffgröße auftritt oder
an gröberen Partikeln haftet, leicht äolisch verfrachtet (PYE 1987) und kann deshalb nicht
notwendigerweise als autochthone Bildung herangezogen werden.
Wie lassen sich nun aber die vier wesentlichen Herkunftsmöglichkeiten für das zu untersuchende Material (autochthon, parautochthon, allochthon mitbestimmt und rein autochthon) modellhaft und idealisiert darstellen? Autochthone Bildungen können direkt durch
Informationen über das anstehende Gestein beschrieben werden. Damit stellen sie das am
einfachsten stofflich zu kennzeichnende Substrat dar.
Auch das entgegengesetzte Endglied dieser Prozessreihe, rein allochthones Sediment,
kann relativ unkompliziert hinsichtlich seiner stofflichen Zusammensetzung beschrieben
werden. Ist die äolische Ablagerung mächtig genug, findet sie als solche Einzug in geologische Kartenwerke und erhält eine eingehende Beschreibung. Zudem existieren für viele mitteleuropäische Aufschlüsse quartärer Lössvorkommen detaillierte Untersuchungen. Allein in
der näheren Umgebung des hier vorgestellten Arbeitsgebietes kann, wegen seiner Lage am
Rande des sächsischen Lösshügellandes (vgl. Kapitel 2.2.1), auf zahlreiche Publikationen
zurückgegriffen werden (z.B. LIEBEROTH 1963, 1964, THALHEIM 1988).
Eine materielle Kennzeichnung der Basislage als parautochthone Bildung (vgl. Kapitel
1.1) hingegen gestaltet sich schwieriger. Diese Hangsedimente enthalten nicht nur Material
aus dem unmittelbar am Standort anstehenden Gesteines sondern auch aus hangaufwärts
gelegenen Einzugsgebieten des Standorts. Als wesentlicher Prozess, der zur Basislagengenese beiträgt, ist neben der Bereitstellung von Material durch Verwitterung bereits die Solifluktion herausgearbeitet worden (vgl. Kapitel 1.2.1). Gelingt es, die Solifluktion modellhaft zu
beschreiben, dann können Aussagen gemacht werden über die stoffliche Zusammensetzung
von Basislagen an einem Standort. Allerdings stellt die Verlagerungsweite durch Solifluktion
eine unbekannte Größe dar, die in der bearbeiteten Literatur bisher nicht eingehend beleuchtet wurde. KARTE (1979) weist darauf hin, dass die Gesteinsart großen Einfluss auf die
Transportweite der Solifluktion hat. JAESCHE (1999) und auch RITTER (2002) unterstreichen
die reichhaltige differenzierende Wirkung diverser Einflussgrößen auf die Solifluktionsintensität. Bedenkt man weiterhin, dass bis jetzt keinerlei gesicherte Informationen zur zeitlichen Abgrenzung der Basislagenaktivität existieren und wahrscheinlich auch mehrfache
Reaktivierungen der Solifluktion stattgefunden haben (SAUER 2002), so rückt eine Kennzeichnung der räumlichen Reichweite solifluidal verlagerten Gesteinsmaterials in weite Ferne. Quantitative Aussagen zur Zusammensetzung von parautochthonen Lagen sind also
durch eine prozessorientierte Modellierung nicht möglich.
Schließlich bleiben noch als komplizierteste Bildungen die allochthon mitbestimmten
Lagen (Mittel- und Hauptlage). Hier tritt neben der abzuschätzenden Solifluktionskompo19
nente noch der äolische Anteil hinzu. Immerhin geben verschiedene Autoren näherungsweise Angaben zur Verlagerungsweite der Hauptlage. SAUER (2002) schreibt von bis zu 40 m,
FRÜHAUF (1991) 20-40 m. JAESCHE (1999) gibt aus rezenten Periglazialgebieten durchschnittliche jährliche Wanderleistungen zwischen 2 und 20 cm an, verweist jedoch gleichzeitig auf
eine hohe zeitliche und räumliche Variabilität. KARTE (1979) berichtet von 1-6 cm Lateralbewegung pro Jahr. Wichtig ist es zu erwähnen, dass die Bildung der Hauptlage wahrscheinlich eine Aufarbeitung bereits verlagerten Materials darstellt. Damit ist eine Rekonstruktion
z. B. anhand von Lesesteinkartierungen in Hauptlagenmaterial problematisch.
Auch die Kennzeichnung der relativen Anteile von äolischem und parautochthonem
Material in Mittel- und Hauptlage ist schwierig. Dies liegt nicht zuletzt daran, dass es weder
granulometrisch noch mineralogisch möglich ist, gesichert diese beiden Substratquellen zu
differenzieren. Durch die häufige mineralogische Ähnlichkeit der Hauptkomponenten autochthoner und allochthoner Sedimente sowie die oben beschriebene Überprägung des oberflächennahen Untergrundes (Verwitterung und Bodenbildung) ist eine eindeutige Trennung
nicht per se durchführbar, wenngleich Annäherungen bestehen (THALHEIM & FIEDLER 1990a,
1990b). THALHEIM (1988) schafft es unter enormem analytischen Aufwand, dieses Problem in
weiten Teilen zu lösen. Wenigstens ist die Kennzeichnung typischer Lösse und Lössderivate
der Umgebung des Untersuchungsgebietes weniger problematisch und kann als solider Eingangsparameter verwendet werden.
Eine stoffliche Beschreibung der äolisch mitbestimmten Lagen kann also ebenfalls nur
näherungsweise qualitativ erfolgen.
20
1.4. Anthropogene Überprägung quartärer Hangsedimente
Seit der Entstehung der quartären Lagen und dem heutigen Zeitpunkt sind verschiedene
Umbildungsprozesse abgelaufen, die vor allem, aber nicht ausschließlich durch den Menschen
forciert wurden. RUSSOW & HEINRICH (2001) sprechen natürlichen biomechanischen Prozessen
eine hohe Bedeutung bei der Überprägung quartärer Lagen zu. Auch Standardlehrbücher der
Bodenkunde (z.B. SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002, KUNTZE et al. 1994) behandeln die holozäne Überprägung von Lockersubstrat durch pedogene Prozesse. Dabei stellt die Entwicklung
eines Bodens aus den periglazial arrangierten Sedimenten selbst eine wichtige Um- und Neubildung dar.
Die gravierndsten Veränderungen der oberen Dezimeter des Bodens sind jedoch meist das
Resultat menschlicher Einflussnahme (vgl. u.a. BORK 1985, BORK et al. 1998, RICHTER 1998). Zum
einen wird der oberflächennahe Untergrund unmittelbar durch eine anthropogene Nutzung im
weitesten Sinne beeinflusst. Bei BLUME (1992) werden verschiedene Kategorien der nutzungsbedingten Bodenveränderung ausführlich beschrieben. Neben der direkt durch agrarische Bearbeitung (Pflügen, Ernteentnahmen, Verdichtung, usw.) bedingten führen Stoffein- und austräge
ebenfalls zu einer Umgestaltung des Solums. Weiterhin müssen indirekte Einflüsse des Menschen beachtet werden. Wichtigster Faktor ist hierbei der Abtrag (Bodenerosion) und die Deposition (Kolluviation) von Bodenmaterial als Folge der Landnutzung (vgl. auch AG BODEN 1994).
Gerade die Abfuhr (und Zufuhr) von Substrat verändert den ursprünglichen Schichtenaufbau
der quartären Hangsedimente nachhaltig. Die Arten und Prozesse des erosiven Bodenabtrags
und dessen Akkumulation sind u.a. bei RICHTER (1998) beschrieben.
Gilt die Bodenerosion heute als ein – zumindest in Mitteleuropa – handhabbares Problem
der Kulturlandschaft (BLUME 1992), so muss doch beachtet werden, dass wir auf eine jahrhundertelange Nutzungsgeschichte zurückblicken. Die Momentaufnahme, wie sie sich heute bietet,
zeichnet nur ein ungenügend aussagekräftiges Bild von den bisher abgelaufenen Prozessen. Wie
THIEMEYER (1988) und BAUER (1993) bemerken, sind vor allem bodengeographische Arbeitsansätze nötig, um auch die historische Prozesskomponente aufnehmen zu können.
Um Bodenerosion nachzuweisen, geben zahlreiche Autoren als adäquaten Indikator die
Kappung von Bodenprofilen an (z.B. MACHAN & SEMMEL 1976, THIEMEYER 1988, BORK et al.
1998). Fehlen genetisch miteinander verknüpfte Bodenhorizonte (z.B. wasserdurchlässiger Horizont und wasserstauender Horizont) oder stehen sie zueinander in einem genetisch nicht erklärbaren Mächtigkeitsverhältnis (z.B. sehr geringmächtiger Tonverarmungshorizont und mächtiger
Tonanreicherungshorizont), dann deutet dies mit großer Sicherheit auf eine erosive Profilkappung hin (vgl. SEMMEL 1993). Doch auch oberflächig sind morphologische Merkmale sichtbar.
Lineare Hangunstetigkeiten geben Hinweise auf Ackerrandstufen und damit ehemalige Bodenbearbeitung mit Erosionsfolge (RÖSNER & TÖPFER 1999). Hohlwege sind das direkte Ergebnis
linearer Bodenerosion.
Doch nicht nur die Erosion von Lockermaterial ist nachweisbar. Auch das Korrelat des Bodenabtrags, die Substratakkumulation (Kolluvium), äußert sich sowohl im Gelände als auch
21
laboranalytisch. Analog zum Fehlen genetisch zusammengehöriger Bodenhorizonte lassen sich
Kolluvien durch eine Überdeckung von Horizonten nachweisen, wenn dadurch die „normale“
Horizontabfolge gestört wird. Dies wird umso deutlicher, wenn vor der Akkumulation des Kolluviums eine Kappung stattgefunden hat. SEMMEL (1996) beschreibt dazu einige Beispiele. Eindeutige Beweise für eine kolluviale Bildung, die dann unumgänglich anthropogene Ursachen
hat, stellen menschlich geschaffene Materialen
(Scherben, Werkzeuge, etc.) dar. Auch Holzkohle wird immer wieder als Indikator für
anthropogene Kolluvialbildungen beschrieben
(z.B. VÖLKEL 1995, LEOPOLD 2003). SEMMEL
(2002) weist ausdrücklich auf die Eignung
periglazialer
Lagen
für
die
Indizierung
anthropogener Einflussnahme hin. Er spricht
speziell der Hauptlage eine außerordentliche
Rolle zu.
Durch eine Kombination der Nachweise
von Bodenerosion und kolluvialer Akkumulation kann die Überprägung des oberflächennahen Untergrundes hinreichend beschrieben
werden. Abbildung 9 soll dies beispielhaft
verdeutlichen.
Als allgemein anerkannt gilt, dass rezente
Bodenerosion unter Wald nicht auftreten kann
(vgl. BAUER 1993). Vor der menschlichen Einflussnahme war nahezu die gesamte Landschaft Mitteleuropas von Wald bedeckt, sieht
man von flächenmäßig vernachlässigbaren
Grenzstandorten ab (BORK et al. 1998). Deshalb
müssen jedoch nicht notwendigerweise heutige Waldflächen frei von Profilkappungen und
Kolluvien sein (vgl. SEMMEL 1993). Zumindest
bieten jedoch Waldgebiete eine im Vergleich
zu rezenten Ackerflächen größere Wahrscheinlichkeit ungestörter Bodenentwicklung.
Deshalb sollte sich die Untersuchung quartärer Lagen auf solche Flächen konzentrieren.
Dabei muss so gut wie möglich abgeschätzt
Abbildung 9 – Beispiel für eine Rekonstruktion der
werden, ob ein potentielles Untersuchungsge-
erosiven Reliefentwicklung. Aus BORK et al. (1998)
biet kontinuierlich von Wald bedeckt war.
22
2. Datenmaterial und Untersuchungsmethodik
2.1. Einführung in die Arbeitsstrategie
Bisher haben viele Arbeiten (z.B. SEMMEL 1964, 1996, SAUER 2002, VÖLKEL 1995) den oberflächennahen Untergrund in den meisten Fällen punktuell und bestenfalls linear beschrieben.
FRIEDRICH (1996) gibt Hinweise zur Beeinflussung quartärer Lagen durch das Relief, vergleicht
dabei jedoch bestehende Daten mit Reliefparametern und zeigt deren Zusammenhänge auf.
SCHOLTEN (2003) beschreibt ebenfalls hauptsächlich Korrelationen von Relief, Gesteinen und
quartären Lagen, ohne vordergründig genetische Prozesse zu implementieren.
Interessant aus geomorphologischer Sicht ist jedoch gerade ein genetischer Ansatz. Ein
solcher kann bekannte punktuelle Lageneigenschaften als stützende Informationen nutzen,
um flächenhafte Aussagen zu machen über die Beschaffenheit des oberflächennahen Untergrundes.
Diese Arbeit verfolgt eine dreigeteilte Strategie. Zu Beginn werden alle wesentlichen Gesteinsarten,
die
in
einem
Untersuchungsgebiet
vorkommen,
mineralogisch
und
petrographisch beschrieben, um erste Basisinformationen über die Ausgangsbedingungen zu
gewinnen. Danach werden punktförmig Informationen gesammelt, die gerade die quartäre
Überprägung dieser Ausgangsgesteine kennzeichnen sollen. In einem deterministischen
Modell sollen dann durch Ermittlung abstrahierender reliefbeschreibender Faktoren prozessorientierte Prinzipien erarbeitet werden, um mit deren Hilfe die punktförmigen Informationen über statistische Interpolationsverfahren in eine flächenhafte Datensammlung zu
überführen.
Bei der Durchführung der ersten beiden Arbeitsschritte kommen sowohl Gelände- als
auch laboranalytische Methoden zum Einsatz. Dazu zählen Zusammenstellungen veröffentlichter Ergebnisse von Gesteinscharakterisierungen, makroskopische Gesteins- und Sedimentbeschreibungen, mikroskopische Bestimmungen von vor allem sedimentpetrographischen Merkmalen, granulometrische Informationen und der Einsatz qualitativer Röntgendiffraktometrie.
23
Der dritte Arbeitsschritt, die deterministische Modellierung lagenbeeinflussender Parameter, erfordert dagegen in erster Linie den Umgang mit geographischen Informationssystemen (GIS). Dabei sollen reliefgesteuerte Faktoren bestimmt werden, die relativ und tendenziell Eigenschaften quartärer Lagen repräsentieren. Von Interesse sind vor allem Aussagen zur qualitativen stofflichen Zusammensetzung der Lagen sowie deren Mächtigkeiten.
Die ermittelten Faktoren gehen unterstützend in die statistischen Interpolationsmethoden
ein.
Da es sich bei der Ermittlung der Faktoren um eine grobe Abstrahierung komplexer Prozesse handelt und das genaue Zusammenwirken der einzelnen Faktoren im Rahmen der
Arbeit nicht geklärt werden kann, wird nachdrücklich auf den Verzicht einer absoluten Genauigkeit hingewiesen.
Die modellierten Lageneigenschaften können einen entscheidenden Beitrag leisten zu
einem besseren Verständnis der in der jüngeren geologischen Vergangenheit abgelaufenen
Prozesse sowie Hinweise geben zu anwendungsorientierten Forschungen an der Ausprägung des oberflächennahen Untergrundes.
24
2.2. Tharandter Wald und Landberg als Untersuchungsgebiet
2.2.1. Lage und naturräumliche Einordnung
Der Tharandter Wald markiert die nordöstlichen Ausläufer des (Ost-)Erzgebirges als
östlicher Teil der europäischen Mittelgebirgsschwelle. Mit einer markanten Geländestufe
(vgl. Profilschnitt in Abbildung 10) setzt sich das kristalline Grundgebirge vom nördlich vorgelagerten Lösshügelland ab. Nach Osten hin geht das Gebiet über das Nossen-Wilsdruffer
Schiefergebirge und das Döhlener Rotliegend-Becken in die Elbezone über (LINNEMANN
2004).
Abbildung 10 – Lage des Tharandter Waldes. Satellitenbild mit unterlegter Schummerung (Daten: GLCF 2006).
Der Profilschnitt verdeutlicht das stufenartige Einsetzen des Erzgebirges mit dem Tharandter Wald.
Der Tharandter Wald selbst ist ein 6000 ha großes, nahezu geschlossenes Waldgebiet
(siehe Abbildung 11). Mit seiner Höhenlage zwischen 460 m NN im südlichen Teil und
Tälern der Wilden Weißeritz (bei Tharandt) um 214 m NN oder der Triebisch (bei Grund)
um 280 m NN zeichnet sich das Gebiet durch sanftwellige Flachbereiche aus, die von steilen
Tälern zerschnitten oder Mulden und Wannen gegliedert werden (FIEDLER & SCHMIEDEL
1962). Markante Erhebungen fehlen nahezu vollständig. Hauptsächlich kommen flache plateauartige Vollformen vor, wie der Landberg und Ascherhübel im nördlichen Teil oder der
S-Berg im östlichen Bereich (Abbildung 11).
Eingerahmt ist der Tharandter Wald heute von Offenlandbereichen agrarischer Nutzung. Siedlungen kommen, mit Ausnahme der alten Rodungsfläche Grillenburg im zentralen Teil (GEMEINDEVERBAND THARANDT 1982), nicht im Waldgebiet vor, umsäumen es aber
25
mit den Ortschaften Tharandt, Edle Krone, Dorfhain, Klingenberg, Naundorf, Hetzdorf,
Grund, Pohrsdorf und Hartha.
Abbildung 11 – Satelliten (GLCF 2006)- und Luftbildaufnahmen (NGA 2006) des Tharandter Waldes mit perspektivischem Blick über einige Vollformen.
Durch seine Lage am Fuße des Osterzgebirges herrscht im Gebiet um den Tharandter Wald ein eher kontinental geprägtes Klima. Die jährlichen Niederschlagssummen um 850 mm und eine
Jahresdurchschnittstemperatur von 7.6 °C kennzeichnen zusammen mit dem Klimadiagramm der Station Grillenburg (Abbildung
12) das Gebiet eingehender. FIEDLER & SCHMIEDEL (1962) beschreiben nachdrücklich, dass der Tharandter Wald trotz der noch relativ hohen Jahresniederschläge ein edaphisch trockenes Gebiet ist.
Sie machen dafür vorwiegend Substrateigenschaften verantwortlich. Sehr hohlraumreiche, durchlässige oder kapillar austrocknende Gesteine sollen zu Austrocknungserscheinungen führen. WeiAbbildung 12 – Klimadiagramm
der Station Grillenburg im Tharandter Wald. Aus GEMEINDEVERBAND THARANDT
(1982).
terhin wird eine geringe Anzahl von Nebeltagen (30 bis 40) sowie
ungünstige Schneeerhaltungsbedingungen als Grund angeführt.
Dem reliefbedingten Lokalklima kommt eine große Bedeutung
zu, vor allem in Hinblick auf die Temperaturausprägung. Bis zu
26
10 °C können die Lufttemperaturen je nach Geländeform differieren. Dies zeichnet die Verteilung der Vegetationsformen deutlich nach (GEMEINDEVERBAND THARANDT 1982). Die
Vollformen sind stärkeren Windböen ausgesetzt, den flachen Muldenlagen kommt eine extreme Frostgefährdung zu. FIEDLER & SCHMIEDEL (1962) erwähnen Jahrestemperaturspannweiten von bis zu 30°C. In den schluchtartigen Tälern (z.B. Tiefer Grund und Breiter Grund,
östlich des S-Bergs) treten starke expositions- und höhenlagenbedingte Geländeklimadifferenzen auf. FIEDLER & THALHEIM (1989) beschreiben einen Eichen-Buchen-Mischwald als
potentiell natürliche Vegetation.
Abbildung 13 – Verbreitung oberflächig anstehender Gesteine im Tharandter Wald. Vereinfachte thematische
Darstellung mit unterlegter Schummerung. Nach HAUBRICH (2004), verändert.
Der geologische Unterbau des Tharandter Waldes besteht, wie Abbildung 13 und der
geologischen Übersichtskarte des Freistaates Sachsen (SÄCHSISCHES LANDESAMT FÜR UMWELT UND
GEOLOGIE 1992) entnommen werden kann, aus Paragneisen sowie im nördlichen
Teil phyllitischen Schiefern. Die flächenmäßig bedeutendsten magmatischen Gesteine stellen
karbonische Rhyolithe dar. Auflagernd finden sich heute vornehmlich kretazische Sedimentite. Dazu zählen fluviatile Kiese, marine grobkomponentige Sandsteine (Quadersandstein)
sowie ein mehr tonhaltiger Pläner-Sandstein. Tertiäre Basalte treten nur untergeordnet,
kleinflächig auf. Da etwa entlang der Linie Wegefahrt – Zug – Colmnitz (Ortschaften einige
Kilometer südlich des Tharandter Waldes) noch weichselzeitliche Lösse akkumuliert wurden
(MANNSFELD & RICHTER 1995), beinhaltet der Tharandter Wald auch dieses Sediment in Abhängigkeit von der Reliefausprägung. Während das Quartärs (insb. Pleistozän) erfolgte eine
erneute Modulation, vornehmlich des oberflächennahen Untergrundes.
Die Bodentypverteilung im Landberggebiet ist stark von den anstehenden Gesteinen geprägt (FIEDLER & SCHMIEDEL 1962). Da die Beschreibung der pedogenen Verhältnisse jedoch
27
ein zentrales Thema dieser Arbeit ist, soll an dieser Stelle auf eine nur allgemeine Kennzeichnung verzichtet werden.
2.2.2. Geologischer Bau und Eigenschaften der oberflächig anstehenden Gesteine
Dieses Kapitel soll einen kurzen Abriss der geologischen Entwicklung des Tharandter
Waldes sowie des daraus resultierenden heutigen Erscheinungsbildes geben. Die rezent oberflächig anstehenden Gesteine werden danach kurz beschrieben, inwieweit ihr Gefüge für die
Ausbildung und Eigenschaften des oberflächennahen Untergrundes von Bedeutung ist.
Die Edukte der Gneise im Tharandter Wald stellen präkambrische marine Sedimente
von mehreren tausend Metern Mächtigkeit dar, die während der kaledonischen Orogenese
zu einem monotonen „unteren Graugneiskomplex“ und einem bunteren „oberen Graugneiskomplex“ metamorphisiert wurden (BAUMANN et al. 2000).
Zeugen des nächstjüngeren tektonischen Ereignisses, der variszischen Orogenese, lassen
sich im Tharandter Wald vorwiegend in Form saurer Vulkanite, den Rhyolithen (bzw.
Porphyren) finden. Nach MOESTRA (1928) bilden ein quarzarmer und ein normaler Rhyolith
als älteste Gesteine die Hauptbestandteile dieser oberkarbonischen Caldera. Zusammen mit
gang- und ringförmigen Rhyolithvorkommen sowie dem jüngsten Vulkanit dieser Phase,
einem glasigen Kugelpechstein (Unterrotliegendes), schließen sie die magmatischen Ereignisse des Paläozoikums im Gebiet des Tharandter Waldes ab.
Bis in das ausgehende Mesozoikum bleibt der Tharandter Wald Abtragungsgebiet, erst
während der Oberkreide werden wieder Sedimente abgelagert (SAUER & BECK 1891). Die
Sequenz beginnt nach TRÖGER (1969) mit der Akkumulation von fluviatilen Schottern
(Grundschotter) sowie im Wesentlichen fluviatil-äolischen Sanden (Niederschönaer Schichten), welche dann übergehen in die marinen Sedimente eines Kreidemeeres. Diese Oberhäslicher Schichten setzen ein mit dem Transgressionskonglomerat und führen in deren Hangendem grobsandige Schichten (Quadersandstein). Den Abschluss der kretazischen Ablagerungen bilden die Dölzschener Schichten, welche sich aus Pennricher Sandstein (Liegendes)
und Pläner-Sandstein (Hangendes) zusammensetzen.
Im Tertiär setzt als Fernwirkung der alpidischen Orogenese erneut magmatische und
tektonische Aktivität ein. Im Tharandter Wald wird diese Epoche vor allem durch die Anlage bzw. Reaktivierung von Störungszonen sowie das Auftreten von basaltischen Gesteinen
repräsentiert. Die Entstehung von Ascherhübel, Landberg und Buchhübel – allesamt Bildungen aus Basaltoidgesteinen – soll im Miozän, vor 10 Ma (PFEIFFER 1978) stattgefunden haben.
In den Kaltphasen des Pleistozäns kam es zur Akkumulation äolischer Sedimente (Löss)
in manchen Bereichen des Tharandter Waldes. Jedoch durchlief auch der oberflächennahe
Untergrund markante Veränderungen, z.B. die Anlage von Solifluktionsdecken (mit und
ohne Einbeziehung äolischer Komponenten), die sowohl das Relief aber auch Wasser-, und
28
Nährstoffhaushalt von Standorten veränderten und damit maßgeblichen Einfluss auf die
spätere Bodenbildung und heutige Nutzung genommen haben und heute noch nehmen
(FIEDLER & HUNGER 1970).
Abbildung 14 – Flächenanteile wichtiger oberflächig anstehender Gesteine im Tharandter Wald. Eigener Entwurf.
Wie Abbildung 14 entnommen werden kann, sind vor allem Rhyolithe, Sandsteine und
der quartäre Lösslehm als lokale Substratlieferanten von Bedeutung. Wegen seiner mineralogischen Sonderstellung und der Bedeutung für diese Arbeit soll jedoch auch der Basalt
(eigentlich Augit-Nephelinit, PFEIFFER 1978) des Ascherhübels, Landbergs und Buchhübels
(vgl. Abbildung 13) eingehender betrachtet werden.
Die für das Erzgebirge typischen Gneise beschränken sich in ihrem Vorkommen auf den
südöstlichen Rand des Tharandter Waldes und liegen deshalb nicht in dem genauer untersuchten Gebiet. Silurische Schiefer tragen nur marginal zum Gesteinsbestand des Tharandter
Waldes bei. Holozäne Bildungen sollen nicht systematischer Teil des Untersuchungsgegenstandes (periglaziale Klimaverhältnisse) sein. Die in diesem Absatz aufgezählten Gesteine
bedürfen also nicht einer eingehenden Beschreibung.
Die Vielfalt der Gesteine des Tharandter Waldes im Ganzen findet sich nahezu vollständig wieder in seinem nördlichen Teil, dem Landberggebiet (Abbildung 15). Die Grenzziehung erfolgte hier anhand der das Gebiet entwässernden Flüsse (Triebisch und deren Nebenbäche) im Süden sowie durch die nordwärts bestehende Wald-Offenlandgrenze. Das
Landberggebiet stellt ein morphologisch geschlossenes Prozessgebiet dar. Dies heißt, dass
keinerlei reliefbedingte Prozesse, abgesehen von äolischer Aktivität, unmittelbar Fremdeinfluss ausüben können. Alle Verlagerungs- und Denudationsvorgänge finden stets in der gut
eingrenzbaren Fläche statt.
29
Abbildung 15 – Verbreitung anstehender Gesteine im Landberggebiet (mit unterlegter Schummerung). Nach
HAUBRICH (2004), verändert.
Generell fällt auf, dass mit ansteigender
Geländehöhe das relative Alter der Gesteine
abnimmt. Die tiefstgelegenen Bereiche werden von paläozoischen Rhyolithen (sowie
untergeordnet Phylliten) gebildet, denen
kretazische Sedimentite aufliegen, welche
wiederum im Hangenden von tertiärem
Basaltoidgestein bedeckt sind. Der quartäre
Abbildung 16 – Flächenanteile der Gesteine im Land-
Löss als jüngste nichtholozäne Bildung klei-
berggebiet.
det alle gerade genannten Gesteine inselartig
ein. Wenngleich im Landberggebiet die Flächenanteile der substratliefernden Gesteine nicht
jenen des Tharandter Waldes als Ganzes entsprechen (vgl. Abbildung 16), so darf der geologische Bau dieses Ausschnittes wohl doch als repräsentativ gelten. Tabelle 2 zeigt die chemische Zusammensetzung einiger wichtiger Gesteine.
Als flächenmäßig dominierendes Gestein kommt dem Pläner-Sandstein eine große Bedeutung zu. SAUER & BECK (1891) beschreiben ihn als einen feinsandigen quarzreichen plattigen Sandstein. Die im Tharandter Wald anzutreffende Fazies ist vollkommen kalkfrei, im
Gegensatz zur Ausbildung im östlich gelegenen Dresdener Gebiet, wo dieses Gestein mergeligen Charakter besitzt (LENTSCHIG 1962). Neben dem Hauptbestandteil Quarz (90%) kommen auch Glimmer sowie Glaukonit in wechselnder Menge vor (FIEDLER & SCHMIEDEL 1962).
Letzterer gibt dem Gestein einen grünlich-bläulichen Farbton. Die Verwitterung des PlänerSandsteins erzeugt meist sandig-lockere Substrate, aber auch steinig-feinsandiges oder gar
30
lehmig-toniges Lockermaterial (FIEDLER & SCHMIEDEL 1962). Nur untergeordnet tritt im
Landberggebiet der Quadersandstein auf. Dieses kretazische Sedimentit ist grobkörniger
und wird durch nichttoniges, kieseliges Bindemittel verkittet (LENTSCHIG 1962). Ebenso
wenig verbreitet sind kreidezeitliche Kiese. Diese fast reinen Quarzgerölle können in lockerer aber auch stark verfestigter Form auftreten (z.B. am Südhang des Landberges, vgl. Abbildung 15).
Tabelle 2 – Chemische Zusammensetzung einiger Gesteine des Tharandter Waldes. Aus LENTSCHIG (1962).
chem. Bestand
SiO2
TiO2
Rhyolith
qz-armer Rhyolith
Pläner-Sandstein
Augit-Nephelinit
73,97
73,90
87,55
41,83
0,17
0,24
0,38
3,26
Al2O3
14,64
14,44
7,58
15,58
Fe2O3
1,55
1,36
0,12
7,12
FeO
0,22
0,15
1,11
4,86
MnO
0,01
0,03
0,01
0,16
CaO
0,36
0,24
0,14
12,23
MgO
0,36
0,25
-
7,48
K2O
5,30
5,32
0,97
1,16
Na2O
3,40
3,36
0,12
4,24
P2O2
0,015
0,01
-
0,61
Die Rhyolithe (im Wesentlichen deren quarzarme Variante) des Landberggebietes zeichnen sich durch eine sehr feinkörnige, schlierig-fluidale Matrix mit Feldspateinschlüssen aus,
Quarzeinsprenglinge fehlen im Gegensatz zur normalen Rhyolithvariante (LENTSCHIG 1962).
Die Verwitterung erzeugt entweder skelettreiche scherbige Substrate oder, bei erhaltenen
tropischen Verwitterungsdecken, intensiv rot verfärbtes tonig-lehmiges Material (FIEDLER &
SCHMIEDEL 1962).
Das basaltoide Gestein (Augit-Nephelinit) äußert sich durch eine feinkörnige Matrix, in
die wenige Millimeter große Augitminerale eingebettet sind. (SAUER & BECK 1891). Quarzminerale fehlen gänzlich. Tritt es als verwittertes bodenbildendes Substrat auf, so ist es stets
block- und steinreich mit toniger Matrix (FIEDLER & SCHMIEDEL 1962). Im Liegenden des
Basaltoids lagern dem Pläner-Sandstein verschiedene Bildungen des Tertiärs auf. Am Nordhang des Landbergs finden sich sog. Knollensteine, quarzreiche verkieselte Gerölle (LENTSCHIG
1962). Vorwiegend am Südhang des Buchhübels unterlagern den Basaltoid fluviale
Sande und Kiese. Auch Zeugnisse der Eruption des Vulkanes treten im Landberggebiet auf:
am Nordosthang lagern zu Tuffen verbackene Aschen, Lapilli und Bomben (LENTSCHIG
1962).
Die quartären Lösslehme sind immer kalkfrei. Sie setzen sich im Wesentlichen (zu 90%)
zusammen aus von Eisenoxid umhüllten Quarzkörnchen mit überwiegend 10-100 µm
Durchmesser. Die restlichen 10% des Mineralbestandes werden durch Silikate, Schwerminerale sowie sekundäre Tonminerale gebildet (FIEDLER & SCHMIEDEL 1962). Der Lösslehm tritt
als Lockersediment auf. Je nach pedogener Überprägung (Silikatverwitterung, Tonmineralneubildung, etc.) kann die Bindigkeit des Materials schwanken.
31
Im nordwestlichen Teil des Untersuchungsgebietes deutet sich die Präsenz des Phyllites
an. Dieser setzt sich weiter in nördlicher Richtung fort und nimmt dabei größere Flächen ein
(vgl. Abbildung 15). DALMER (1888) beschreibt das Gestein als (grünlich-) graues bis rötlich
graues feinkörniges Material mit geringem Glanz. Mitunter treten größere Quarzknauer auf.
LENTSCHIG (1962) erwähnt Quarz, Serizit und untergeordnet Chlorit als mikroskopisch erkennbare Minerale. Die Verwitterung des Gesteins führt zu sehr feinkörnigem Substrat, welches oft zu Staunässeerscheinungen neigt (FIEDLER & SCHMIEDEL 1962).
Die Verbreitung des holozänen Gesteinsbestandes ist im Wesentlichen auf Gerinnebetten
beschränkt. Da diese Arbeit sich jedoch nicht mit fluviatilen Systemen beschäftigt, soll auf
die Zusammensetzung der jüngsten Sedimente nicht weiter eingegangen werden.
2.2.3. Historische Nutzung und anthropogene Einflussnahme im Tharandter Wald
Um eine Beschreibung des oberflächennahen Untergrundes im Untersuchungsgebiet
Tharandter Wald und speziell im Landberggebiet vornehmen zu können, ist es nötig, die
menschliche Aktivität im Gebiet zu kennzeichnen. Wie in Kapitel 1.4 dargelegt wurde, kann
das ursprüngliche Erscheinungsbild quartärer Lagen durch anthropogen bedingte Bodenerosion und Kolluviation stark verändert sein.
Der Tharandter Wald grenzt unmittelbar an das sächsische Lösshügelland. Dieses Altsiedelland weist bereits frühzeitliche Besiedlungsspuren auf. Hinweise auf ackerbauliche
Nutzungen sind zahlreich (AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN DER DDR 1973). Auch im Tharandter Wald gibt es Belege für menschliche Eingriffe (NEBE et al. o.J.). Wichtig ist dabei die
Frage nach der Landnutzungsart. Besteht der Tharandter Wald kontinuierlich als mehr oder
weniger geschlossenes Waldgebiet oder hat Ackerbau stattgefunden?
Abbildung 17 zeigt ein Pollendiagramm aus dem Auenbereich des Warnsdorfer Baches
im zentralen Teil des Tharandter Waldes. Seit dem Ende der letzten Kaltzeit dominieren Gehölzpollen in wechselnder Zusammensetzung das Bild und zeichnen so die natürliche Anpassung der Vegetation an das Klima nach (KLINK 1998). Erst ab dem Ende der Eisenzeit
treten verstärkt Gräserpollen und sogar Getreidepollen auf. Der Literatur ist zu entnehmen,
dass bis dahin ein Urwald bestanden haben soll, der nicht durchgehend vom Menschen umgestaltet wurde; lediglich zwei bronzezeitliche Funde am östlichen Rand des Tharandter
Waldes (im Forstbotanischen Garten) zeugen von anthropogener Präsenz (GEMEINDEVERBAND THARANDT 1982).
Die AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN DER DDR (1973, 1988) berichtet, dass früh- und urzeitliche Besiedlungen den Nordrand des Tharandter Waldes berührt und dabei einen
schmalen Bereich entlang der Auen von Flüssen (Weißeritz, Lockwitz) betroffen haben. In
der Umgebung des Arbeitsgebietes sind einige Funde steinzeitlicher Werkzeuge bekannt,
weitab von den durch Grab- und Siedlungsfunden belegten Verbreitungsgebieten. Dies deu32
tet darauf hin, dass der Mensch den Wald nur saisonal als Jagdgebiet oder zur Waldweide
genutzt hat (AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN DER DDR 1988).
Der Ackerbau soll sich auf die Gebiete mit einer geschlossenen Lössdecke beschränkt
haben. Während günstiger Klimabedingungen (zur Bronzezeit) erfolgte die Ausdehnung des
Siedlungsraumes von Nordosten her bis nach Tharandt (deshalb auch die Funde im Forstbotanischen Garten, vgl. Abbildung 18). In GEMEINDEVERBAND THARANDT (1982) wird ebenfalls von einer saisonalen, extensiven Waldnutzung während der Bronzezeit berichtet.
Abbildung 17 – Pollenprofil aus der Aue des Warnsdorfer Baches, zentraler Tharandter Wald. Aus SCHRETZENMAYR
(1981).
Im Pollendiagramm (Abbildung 17) ist für die Eisenzeit ein erneutes Dichterwerden des
Waldes ersichtlich, erst gegen Ende dieser Epoche (Völkerwanderzeit) treten erste Kulturpflanzen auf (SCHRETZENMAYR 1981). Mit der Einwanderung der Slawen um 1400 BP wurden die bestehenden Siedlungsbereiche flussaufwärts erweitert. Ab 1200 BP entstanden während der deutschen Besiedlungswelle die ersten Burgen und Gutssiedlungen (z.B. in Tharandt und Grillenburg). Waldfreie Areale existierten jedoch nur weit nordöstlich des Tharandter Waldes auf den lösslehmbedeckten Elbrandflächen (AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN DER
DDR 1973). Gebirgswärts soll zu dieser Zeit nahezu ununterbrochener Wald vor-
handen gewesen sein (vgl. auch TU DRESDEN o.J.).
Seit ca. 1000 BP, der großen Rodungsperiode im ostsächsischen Raum (GEMEINDEVERBAND
THARANDT 1982), fanden umfassende Eingriffe des Menschen im Tharandter Wald
statt. Abbildung 18 belegt die zahlreichen mittelalterlichen Funde. Ein Wegenetz wurde im
12. Jahrhundert angelegt, im 14. Jahrhundert fand Bergbau statt. Noch heute sind Spuren der
inselartigen Schurftätigkeit im Landberggebiet ersichtlich. Es entstanden Mühlen und Flößgräben. Köhlerei fand in größerem Umfang statt. Das Gebiet wurde zur Waldweide und für
den Jagdbetrieb genutzt. Als vorherrschende Nutzungsform hat sich die Mittelwaldwirt33
schaft durchgesetzt (AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN DER DDR 1973). Noch heute sind davon Reste im Landberggebiet zu sehen (Schneise 8 und 9 im nördlichen Teil). Diese Nutzungsform diente vornehmlich dem bäuerlichen Laubholzeinschlag. Dabei wurde periodisch
aus Teilflächen Brennholz entnommen, immer jedoch einige Stämme zur Stark- und Wertholzzucht stehen gelassen. Nach 10 bis 20 Jahren konnte das wieder ausgetriebene Unterholz
erneut eingeschlagen werden. Aus dieser Periode stammt auch die Wüstung Warnsdorf im
zentralen Teil des Tharandter Waldes (AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN DER DDR 1973).
Abbildung 18 – Archäologische Fundstellen im Tharandter Wald. Nach HAUBRICH (2004) und TRÖGER (2004).
Erst mit der durch Heinrich Cotta zu Beginn des 19. Jahrhundert angeregten Waldbauverordnung begann eine planmäßige Nutzung des Waldes. Heute herrscht ein nahezu monotoner Fichtenreinbestand vor. Nur auf nährstoffreichen Standorten (z.B. Augit-Nephelinit
des Landbergs) können Mischbestände und Buchenreinbestände angetroffen werden.
Die hier vorgestellte Nutzungsgeschichte deutet darauf hin, dass der Tharandter Wald
bis heute kontinuierlich von Gehölzen bestockt gewesen ist. Allerdings nutzte der Mensch
den Wald in unterschiedlicher Art und Intensität. Dabei sind vor allem die letzten 1000 Jahre
von Bedeutung, wenn man die Auswirkung auf den oberflächennahen Untergrund in Betracht zieht. Flächenhafte Erosion, wie sie aus ackerbaulich genutzten Gebieten bekannt ist
(BORK et al. 1998), kann wahrscheinlich ausgeschlossen werden. Jedoch muss die radikale
Nutzung der Ressourcen Spuren hinterlassen haben.
34
Der Köhlereibetrieb erzeugt massive Holzkohlevorkommen und deren Abtransport aus
dem Wald verteilt das Material zumindest linear entlang der Transportstrecken. Waldweidewirtschaft führt zu einer starken Durchmischung der obersten Zentimeter des Bodens. Der
Holzeinschlag und Abtransport von Stämmen dürfte eine ähnliche Störung der obersten Bereiche des Solums zur Folge gehabt haben.
Abbildung 19 – Teilweiser Offenlandcharakter des Tharander Waldes. Blick von der Johannishöhe Richtung
Südwesten auf Tharandt. Lithographie von C.W. Arldt, 1840. Aus ROLOFF & PIETZARKA (1996), verändert.
Dass der Tharandter Wald nicht immer ein geschlossenes Waldgebiet dargestellt hat, belegt u.a. Abbildung 19. Zumindest kleine Teile waren Offenlandbereiche. Für die Siedlung
Grillenburg im zentralen Teil trifft ähnliches zu.
Zusammenfassend bildet sich die Vermutung heraus, dass der Tharandter Wald wohl
weitestgehend von landwirtschaftlicher Nutzung ausgenommen blieb, Anzeichen für
menschliche Eingriffe sind jedoch unübersehbar. Hinweise auf erosive und kolluviale Vorgänge dürfen also keineswegs verwundern.
35
2.3. Untersuchungsmethodik für die anstehenden Gesteine
2.3.1. Probennahme und Aufbereitung des Materials
Abbildung 20 – Probennahmestellen im Landberggebiet. Nach HAUBRICH (2004), verändert.
Die (mit Ausnahme der holozänen Bildungen) acht wichtigen Gesteinsarten wurden z.T.
mehrfach beprobt (vgl. Abbildung 20). Dabei wurden mehrere Zentimeter große Handstücke
gewonnen, entweder als Lesesteine oder nach Möglichkeit direkt als Abschlagstück von anstehenden Blöcken, Klippen bzw. anthropogenen Aufschlüssen. Bei Mehrfachbeprobungen wurde
das Material von verschiedenen Standorten entnommen, um eventuelle Gefüge- oder Eigenschaftsänderungen mit in die Beschreibung einfließen zu lassen.
Als Besonderheit sind die Lösslehme herauszustellen. Hier
handelt es sich um ein Lockermaterial. Es können also keine
Handstücke in im klassischen Sinne beschafft werden. Aufschlüsse existieren nicht. Deshalb wurde hier mittels Bohrstocksondierung (1 m Pürkhauer) mehrfach Probenmaterial aus dem oberflächennahen Untergrund geborgen und davon jeweils die untersten, soweit erkennbar nicht oder kaum durch die Bodenbildung
beeinflussten Zentimeter entnommen.
Abbildung
21
–
Mechanischer
Probenzerkleinerer. Eigener Entwurf.
Das Material wurde beschriftet und in Plastikbeutel verpackt
an die TU Dresden transportiert, wo die weitere Bearbeitung stattfand. Nicht analysierte Reste wurden als Rückstellprobe ver36
wahrt. Von den luftgetrockneten Handstücken (frischer Bruch) der gesammelten Gesteine wurden einige Gramm Untersuchungsmaterial für die Röntgenphasenanalyse abgeschlagen oder
abgeschabt. Danach konnte dieses Material mechanisch grob zerkleinert (Abbildung 21), um
anschließend handgemörsert durch ein Analysesieb mit der Maschenweite 63 µm gepinselt zu
werden. Das entstandene Gesteinspulver erfüllt nach einer
Durchmischung und Homogenisierung die Voraussetzungen
für eine qualitative Röntgenphasenenanalyse (vgl. ALLMANN
1994). Für die Untersuchung werden ca. 250 Milligramm des
Pulvers auf einen Plastikprobenträger (Abbildung 22) aufgeAbbildung 22 – Pulverpräparat für
die Röntgendiffraktometrie. Eige-
streut und durch leichtes Drücken in eine mit der Probenträgeroberfläche plane Ebene gebracht.
ner Entwurf.
2.3.2. Makro- und mikroskopische Charakterisierung des Materials
Die makroskopische Beschreibung der Gesteinsproben vom Untersuchungsgebiet
umfasst eine Ansprache des Gefüges. Weiterhin wird Wert gelegt auf Informationen, die
für die Interpretation der quartären Überprägung von Bedeutung sind (Verwitterungszustände der materiellen Gefügebestandteile). Der Blick durch das Mikroskop ermöglicht
eine eingehendere Beschreibung von Proben, vor allem der feineren Bestandteile (kristalline Matrix oder Bindemittel in Sedimentiten). Genutzt wird für diese Bemusterung ein
Binokularmikroskop mit variablem Zoom. Unter Zuhilfenahme einer aufsteckbaren Digitalkamera konnten Abbildungen von typischen und besonderen Gefügemerkmalen gemacht werden (vgl. Anlage 7).
2.3.3. Röntgenphasenanalyse
Das Kernstück der mineralogischen Charakterisierung der anstehenden Gesteine stellt
die qualitative Röntgenphasenanalyse dar. Durch diese Methodik soll die Verbindung zwischen anstehenden Gesteinen und quartär überprägten Sedimenten hergestellt werden. Ziel
ist es, Referenzdiffraktogramme zu ermitteln, mit denen die Diffraktogramme der Bodenproben (siehe Kapitel 2.4.5) verglichen werden können. Wie LENTSCHIG & FIEDLER (1967)
bemerken, ist eine mineralogische Beschreibung notwendig, um äolischen Einfluss in Substraten sicher nachweisen zu können. Allein sedimentpetrographische Untersuchungen reichen kaum aus. Auch in Hinblick auf eine weitere Intention dieser Arbeit, die Kennzeichnung der stofflichen Eigenschaften von quartären Lagen, ist es erforderlich, Aussagen über
die mineralogische Zusammensetzung des enthaltenen Skelettmaterials zu machen.
Die Röntgendiffraktometrie (XRD) bietet sich dazu als geeignetes Mittel an. Bei relativ
geringem zeitlichem Aufwand ist eine sichere qualitative Identifizierung der in einer Probe
enthaltenen Mineralphasen möglich. ALLMANN (1994) oder auch MOORE & REYNOLDS (1997)
37
geben eine kurze Einführung in die methodischen Ansätze der Röntgenphasenanalyse. In
DIXON (1995) ist ausführlich der Bezug zwischen Mineralen und „Boden-Environments“
dargelegt.
Nicht alle Probestücke wurden röntgenographisch untersucht. Die kretazischen Kiese
(Probe G-L08) sowie auf dem Nordhang des Landbergs liegende Knollensteine (Probe GL04) sind nach makroskopischer Beurteilung (vgl. Kapitel 3.2.1) nahezu vollkommen aus
Quarz aufgebaut. Eine XRD-Untersuchung ist derartigen Proben unangebracht.
Für die Untersuchungen der Pulverpräparate stand das Röntgendiffraktometer Siemens
D 5000 sowie die Auswertesoftware Diffracplus BASIC 4.0#1 zur Verfügung. Die genauen
Aufnahmebedingungen können Tabelle 3 entnommen werden.
In manchen Fällen können nicht alle Intensitätsmaxima im Diffraktogramm einer diskreten Mineralphase zugeordnet werden. In solchen Fällen erfolgt eine Kennzeichnung des entsprechenden Peaks durch die Angabe seines d-Wertes im Diffraktogramm. In nahezu allen
Fällen sind derartige Peaks von geringer Intensität und stellen häufig Neben-Intensitäten
von Hauptgemengteilen einer Probe dar.
Tabelle 3 - Geräte, Messbedingungen und Probenpräparation für die Röntgendiffraktometrie.
Pulverpräparatuntersuchung
Aufnahmegerät
Siemens-Diffraktometer D5000, CoKα, 40 kV, 30 mA
Auswertung
Geräteeigene Software Diffracplus BASIC 4.0#1
Aufnahmebedingungen
Winkelbereich 5-80° 2θ; step scan 4,0 s; step size 0,03°
Probenpräparation
Pulverpräparate, handgemörsert, Trockensiebung < 0,063 mm
Texturpräparatuntersuchung
Aufnahmegerät
SIEMENS XRD C 3000 TT, CuKα, 40 kV, 30 mA
Auswertung
Software Diffracplus BASIC 4.0#1
Aufnahmebedingungen
Winkelbereich 2,5-30,01° 2θ; step scan 15,0 s; step size 0,03°
Probenpräparation
Texturpräparate von Suspensionen (lufttrocken, belegt mit Ethylenglycol, thermisch behandelt: 2
Stunden bei 550°C)
2.3.4. Spezielle Materialanalytik
Eine Probe (vgl. Kapitel 3.4.1) wurde mittels Rasterelektronenmikroskopie (REM) und
energiedispersiver Elektronenstrahlmikrosonde (ESMA) untersucht. In Tabelle 4 sind die
dazu verwendeten Geräte und Messbedingungen vermerkt.
38
Tabelle 4 – Geräte, Messbedingungen und Probenpräparation für die spezielle Materialanalytik.
Rasterelektronenmikroskopie (REM)
Aufnahmegerät
ZEISS EVO 50 mit Wolframkathode
Aufnahmebedingungen
20 kV, Sekundärelektronenbild (SE), Rückstreuelektronenbild (BSE), Hochvakuum
Probenpräparation
Anschliff eines Bruchstückes der Probe, Fixierung mit Leitkohlenstoff
Energiedispersive Elektronenstrahlmikrosonde (ESMA)
Aufnahmegerät
ROENTEC Detektor XFlash 3001
Auswertung
Quantax 1.7
Aufnahmebedingungen
Hochvakuum, 20 keV, Messzeit 200 s, quantitative Analyse standardlos
39
2.4. Untersuchungsmethodik für die Substratproben
Das Hauptaugenmerk dieser Arbeit liegt auf der Charakterisierung des im Quartär
überprägten oberflächennahen Untergrundes. Dazu ist es nötig, eine repräsentative Anzahl
an Substratproben zu gewinnen und bemustern. Zum einen werden bestehende Aufschlüsse
(Hand- und Maschinenschürfe) beprobt. Zum anderen bilden Bohrstocksondierungen eine
wichtige Datengrundlage. Das gewonnene Material wird mikroskopisch, sedimentpetrographisch und röntgenographisch beschrieben.
Aus dem Untersuchungsgebiet Landberg wird das sich im Westen befindliche Teiluntersuchungsgebiet (TUG) Buchhübel für die Analyse ausgegliedert. Auf ca. 280 mal 350 m Fläche kommt dort ein mehrfacher Gesteinswechsel vor. Die Untersuchung soll die räumliche
Variabilität der stofflichen Eigenschaften quartärer Lagen fokussieren und Aussagen zur
reliefbedingten Mächtigkeitsverteilung der einzelnen Lagen ermöglichen.
2.4.1. Feldaufnahme von Profilsequenzen
Im Landberggebiet (speziell im TUG Buchhübel) existieren einige anthropogene Aufschlüsse (Bodenprofile) unterschiedlichen Alters. HEIDENFELDER (2005) gibt einen Überblick
über quartäre Aufschlüsse im gesamten Tharandter Wald. TACHIVA (1996) beschreibt 14 Bodenprofile im Landberggebiet (Schürfe, vgl. Abbildung 23). Diese Aufschlüsse bilden eine
wichtige Datenquelle für die Untersuchung. Abbildungen der Profile sind in Anlage 1 zusammengestellt.
Die bestehenden Profile wurden im aufgefrischten Zustand angesprochen. Durch Feldmethoden wurden wichtige Parameter, wie Körnungszusammensetzung, Skelettgehalte und
Skelettart, Lagerungsdichte, Farbeindruck, usw. (vgl. FIEDLER 1973, FIEDLER et al. 1964, AG
BODEN 2005) abgeschätzt, um so den Bodentyp und die Abfolge der quartären Lagen zu
bestimmen. Die Mächtigkeit der Lagen wurde, falls ersichtlich, mehrfach im Profil gemessen
und gemittelt. Danach wurden schichtweise einige Kilogramm Probenmaterial aus dem Mineralboden als Schlitzprobe entnommen, ohne dabei Übergangsbereiche zwischen zwei
Schichten zu beproben. Das Material wurde in Plastikbeutel verpackt und an das Labor am
Institut für Geotechnik der TU Dresden übergeben.
Neben der Analyse dieser bereits vorgegebenen Aufschlüsse wurde eine Bohrstocksondierung durchgeführt. Mittels eines Pürkhauer Bohrstockes (Länge 100 cm) konnten zahlreiche punktuelle Informationen über die Zusammensetzung des Untergrundes gewonnen
werden. In Abbildung 23 sind die derart beprobten Standorte zu sehen. Die Verteilung der
Bohrstockprofile erfolgte subjektiv nach zwei wesentlichen Kriterien. Einerseits sollte ein
mehr oder weniger gleichmäßiges Netz der Beprobung entstehen. Andererseits galt es, die
40
Reliefausprägung (Krümmungsart, Exposition, Hangposition) möglichst reichhaltig abzudecken. Die Verortung der Bohrstockstandorte erfolgte über Schrittmaßlängen und Kompassorientierung auf Grundlage einer topographischen Karte im Aufnahmemaßstab 1 : 10000.
Lageabweichungen von ca. 10m können also auftreten.
Nach dem Einschlagen und Herausziehen des Bohrstockes erfolgte eine Horizont- und
Schichtansprache nach ähnlichen Vorgaben wie bei den Schürfen. Einschränkend kommt
hier hinzu, dass niemals das gesamte Solum bis zum anstehenden Gestein sondiert werden
kann. Zum einen limitiert die Länge des Bohrstocks die Beprobungstiefe, zum anderen verhindern sehr skelettreiche Böden (z.B. auf Basaltoidgestein) das Einschlagen des Werkzeugs
bis in einen Meter Tiefe. Auch mehrfache räumlich versetzte Beprobungen führen nicht immer zum Erfolg.
Abbildung 23 – Lokalitäten der Beprobung von Schürfen und Bohrstocksondierung im Landberggebiet.
Ein grundlegendes Problem ist also die korrekte Bestimmung der Mächtigkeit von
quartären Lagen. Sind diese insgesamt mächtiger als ein Meter, können nur Aussagen über
die hangenden Bereiche gemacht werden. Vor allem die Mächtigkeit der Basislage kann
kaum mit Sicherheit bestimmt werden. Unter anderem auch, weil das Erkennen von Skelettgehalten und Solifluidalgefügen aus einem Bohrstockinhalt (1,5 cm Nutbreite) nicht möglich
ist. Somit dient diese Erhebung vor allem der Festlegung des Bodentyps und dem Gewinnen
von Substratproben für die mineralogische Kennzeichnung. Es wurden schichtweise Substratproben entnommen und 15-30 g Material in Filmdosen verpackt (vgl. Abbildung 24).
Auch hier wurde das Beproben von Schichtgrenzen vermieden.
Die Probenbezeichnung erfolgte auf Grundlage der im Feld getroffenen Schicht- und
Horizonteinteilung. Dies gilt es bei der Beurteilung der späteren Analyseergebnisse zu beachten. Mitunter wird dabei die ursprüngliche Substratansprache widerlegt.
41
Abbildung 24 – Veranschaulichung der Probennahme aus Bohrstocksondierungen.
Nicht von allen Bohrstockprofilen wurden Substratproben entnommen. Dies hätte einen
immensen Aufwand in der Mineralanalytik bedeutet. Oftmals dient die Sondierung lediglich
der Messung von Schichtmächtigkeiten, der Bestimmung des Bodentyps oder der Herstellung eines logischen Zusammenhangs zwischen bereits beprobten Standorten.
Der Ah-Horizont wurde nicht beprobt. Dies geschah unter der Annahme, dass das Substrat dieses humosen obersten Horizonts genetisch stets jenem des Bv-Horizonts (bzw. Sw-,
oder Al-Horizonts) entspricht. Dabei wurde jedoch auf markante Schichtgrenzen geachtet,
die auf kolluviale Bildungen hindeuten. In derartigen Fällen wäre Material entnommen
worden.
Diese zweigeteilte Probennahmestrategie verfolgt jeweils unterschiedliche Ziele. Die detaillierte Interpretation der bestehenden Bodenprofile ist wichtig für das Verständnis der
komplexen Zusammenhänge. Zwischen diesen Aufschlüssen kann über die Bohrstocksondierung zumindest bis in einen Meter Tiefe die Lagenkonfiguration weiterverfolgt und beprobt werden.
2.4.2. Probenaufbereitung
Für die späteren Analyseschritte bedarf es z. T. spezieller Aufbereitungsschritte. Die
mikroskopische Bemusterung des Materials (Kapitel 2.4.3) erfolgte direkt an der frischen
Probe. Dazu wurde ein Teil aus dem Probenbehälter (Plastikbeutel bzw. Filmdose) entnommen und auf einem Uhrengläschen verteilt. Nach Abschluss der Mikroskopie wurde der
Inhalt des Uhrengläschens wieder zur Gesamtprobe zurückgegeben.
In Vorbereitung auf die röntgenographische Mineralanalytik wurden, analog zu den Gesteinsproben, wenige Gramm Material von der Gesamtprobe entnommen und mehrere Tage
42
luftgetrocknet. Die Teilprobe konnte komplett handgemörsert und durch ein Sieb mit der
Maschenweite 63 µm gepinselt werden. Eine Korngrößenklassierung erfolgte nicht.
Dadurch kann eine Dominanz bestimmter Mineralphasen hervorgerufen werden (z.B.
bei bindemittelarmen Quarzsandsteinen), die die Genauigkeit der Auswertung des Röntgendiffraktogramms herabsetzt. Dennoch ist diese Aufbereitungsmethodik als objektiv und
nicht wichtend anzusehen. Ein direkter Vergleich der Diffraktogramme von anstehendem
Gestein und quartärer Lage kann deshalb gesichert erfolgen. Die Abreicherung grober Komponenten würde die durch die Bohrstocksondierung ohnehin schon unterrepräsentierten
Grobbodenbestandteile noch weiter in den Hintergrund drängen.
Das Probenmaterial wurde als Pulverpräparat röntgenographisch untersucht und der
Gesamtmineralbestand ermittelt (vgl. Kapitel 2.3.3). Zusätzlich erfolgte eine qualitative Analyse des Phyllosilikatbestandes. Dies erforderte eine abgewandelte Arbeitsstrategie (Abbildung 25).
Abbildung 25 – Aufbereitung des Probenmaterials als Texturpräparat für die Röntgenphasenanalyse, Skizze. Eigener Entwurf.
Das Probenmaterial wurde hier nicht direkt in lufttrockener Pulverform verwendet. Um
die Eigenschaften der Schichtsilikate hervorzuheben, mussten texturierte, eingeregelte Präparate angefertigt werden. MOORE & REYNOLDS (1997) geben dazu vier verschiedene Vorgehensweisen an. In dieser Arbeit wurde auf die bekannteste Technik zurückgegriffen. Dazu
müssen ca. 300 mg Probenpulver in einem Reagenzglas mit destilliertem Wasser versetzt
und einige Minuten geschüttelt werden. Nach mindestens 24 Stunden Zeit zum Dispergieren
wird die Suspension auf eine Glasscheibe aufgegossen, um dort bei Raumtemperatur einzutrocknen. Dabei setzen sich die Feststoffe korngrößengradiert ab, die Phyllosilikate regeln
sich laminar an der Oberfläche ein.
Das so entstandene Präparat wurde dreimal röntgenographisch untersucht. Zu Beginn
erfolgte eine Aufnahme der lufttrockenen Probe. Danach wurde der Glasträger mit dem
43
Material in einen Exsikkator gelegt, dessen Atmosphäre mit Ethylenglycol gesättigt ist. Dadurch kommt es bei quellfähigen Tonmineralen zu einer Aufweitung der Schichtgitterabstände. Diese Behandlung erfolgte über 48 Stunden bei ca. 40°C. Die röntgenographische
Untersuchung muss sich sofort anschließen, da sonst Teile des Ethylenglycols wieder verdunsten und das Analyseergebnis verfälschen können (MOORE & REYNOLDS 1997). Schließlich erfolgte noch eine dritte Aufnahme der Probe. Diese wurde zuvor zwei Stunden lang bei
550°C im Muffelofen behandelt. Tabelle 3 (Seite 38) fasst noch einmal wichtige Parameter der
röntgenographischen Probenanalyse zusammen.
Die verbleibende Probenmenge wurde als Rückstellmaterial luftgetrocknet und in den
Verpackungen verwahrt, um ggf. Wiederholungsmessungen anzufertigen oder neue Methoden zu testen.
2.4.3. Mikroskopische Parametererhebung
Die mikroskopische Bemusterung des Materials dient der überblicksmäßigen Einordnung der Probe in das Gesamtbild der Untersuchung, der Verifizierung von bei der Substratansprache im Feld getroffenen Entscheidungen (Bodenart, Lagenzugehörigkeit, usw.)
aber auch der Ermittlung weiterer Parameter, die im Folgenden ausführlich beschrieben
werden.
2.4.3.1. Holzkohle
Der Präsenz von Holzkohle in bodenbildenden Substraten wird eine wichtige Rolle zugesprochen. Isoliert und dispers verteilte Fragmente dieses Materials gelten vielfach als Beleg für eine anthropogene Komponente bei der Genese und Umbildung von Sediment. LEOPOLD
(2003) weist auf die indikative Funktion dispers verteilter Holzkohlesplitter hin. Ande-
rerseits kann Holzkohle auch natürlich entstehen (PESSENDA et al. 2004).
Es liegt also nahe, diese Thematik auszudifferenzieren. Anthropogen entstandene Holzkohlefragmente treten in geschichteten Substraten (Kolluvien) auf. Ihre Entstehung finden
sie als Folge von Haus- und Gewerbefeuerung, Brandrodung, Köhlerei oder Bodenmeliorationsmaßnahmen (BORK et al. 1998). Die Verteilung entlang von Hängen erfolgt durch erosive
Ereignisse, vorwiegend unter Bodenbearbeitungsphasen oder nach dem Wüstfallen genutzter Landschaftsbereiche (LEOPOLD 2003). Dabei wird das kohlige Material mechanisch zerkleinert und dispers im Sediment verteilt.
Natürlicherweise kann Holzkohle meist als Folge von Waldbränden (PESSENDA et al.
2004), z.B. ausgelöst durch Blitzschläge, entstehen. Durch Prozesse der Bioturbation gelangt
dieses Material tiefer in den Boden hinein. Eine weitere Möglichkeit von Holzkohleakkumulation ist das bei Waldbränden auftretende Durchbrennen von Wurzelstöcken. Dabei ver44
kohlt der gesamte unterirdische Wurzelteller. Es kommt zu einer in situ Anreicherung von
Holzkohle im Solum.
Beide Varianten dieses natürlichen Holzkohlevorkommens lassen sich jedoch sehr einfach von anthropogen verursachten Phänomenen unterscheiden. Wurzelbrände erzeugen
keine isoliert vorkommenden kohligen Fragmente, sondern eher länglich zusammenhängende Konkretionen. Bioturbat verteiltes Material wiederum kann nicht in geschichtetem
Material vorkommen denn durch Bodenwühlertätigkeit werden Schichten zerstört, es
kommt zu einer Substrathomogenisierung (KUNTZE et al. 1994). Ohnehin ist Bioturbation auf
die biologisch aktiven oberen Horizonte des Bodens beschränkt (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL
2002).
Betrachtet man die Umweltbedingungen, welche bei der Entstehung quartärer Lagen
geherrscht haben dürften, so wird klar, dass eine syngenetische Holzkohlebildung kaum in
nennenswertem Ausmaß vorgekommen sein kann. Letztere ist im Wesentlichen an Waldbestockung gebunden. Krautiger, nicht verholzender Bewuchs ist außerstande, Holzkohlestückchen zu erzeugen, muss jedoch als wahrscheinlichste Vegetationsform gelten (vgl.
Abbildung 26).
Abbildung 26 – Zusammenhang zwischen zyklischem Klima- und Vegetationswandel in trockenen Lösslandschaften Mitteleuropas. Aus LOZEK (1976) in PÉSCI & RICHTER (1996).
Oben wurde erwähnt, wie holzkohlehaltige Kolluvien typischerweise entstehen. Eigene
Arbeiten (DIETZE 2005) in einem anderen Teilgebiet des Tharandter Waldes (S-Berg-Gebiet)
lassen jedoch noch eine weitere Interpretation zu. An einem Aufschluss wurde ein mehrere
45
Zentimeter mächtiges Kolluvium diagnostiziert. Dessen mineralogische und granulometrische Zusammensetzung gleicht dabei jener der liegenden Schicht (Hauptlage) in auffälliger
Weise. Alle anderen quartären Lagen zeigen von der Hauptlage abweichende Kenngrößen.
Eine Inkorporation solcher Lagen in das Kolluvium hätte dessen Eigenschaften deutlich beeinflusst. Es liegt nahe, dass das Kolluvium nur aus der Hauptlage hervorgegangen ist. Eine
Kappung des Bodenprofils, wie dies als Indikator in Kapitel 1.4 beschrieben wurde, ist nicht
evident. Das Erosionspotential war also nicht groß genug, um Hauptlagenmaterial in nennenswerter Menge auszuräumen.
Deshalb ergab sich als Interpretation eine quasi in situ Bildung der kolluvialen Schicht.
Unter Berücksichtigung der potentiellen historischen und rezenten Nutzung des Tharandter
Waldes (vgl. Kapitel 2.2.3) ist eine durch menschliche Tätigkeit verursachte Durchmischung
der obersten Zentimeter des Bodens (also der Hauptlage) wahrscheinlich. Viehwirtschaft
unter Wald oder forstliche Nutzung führen nicht unbedingt zu flächenhaftem Bodenabtrag.
Diese Deutung der Verhältnisse kann die klassische Meinung zur Interpretation dispers
verteilter Holzkohlefragmente in quartären Substraten keinesfalls ersetzen. Vielmehr soll
gezeigt werden, dass anthropogene Einflussnahme nicht zwangsläufig zu einer totalen Entstellung des oberflächennahen Untergrundes führen muss. Die Untersuchungen im S-BergGebiet haben gezeigt, dass die typische Hauptlagenmächtigkeit genau um die Mächtigkeit
des Kolluviums verringert ist. Diese beiden Schichten ergeben also zusammengenommen
wieder das „normale Bild“ des hangenden Vertreters im quartären Lagenkomplex.
2.4.3.2. Gesteinsfragmente
Über die Bestimmung von mikroskopisch erkennbaren Gesteinsfragmenten sollen in
erster Linie Informationen über solifluidal verlagertes Material gesammelt werden. Bei durch
Bohrstocksondierungen gewonnenem Probenmaterial ist der Skelettanteil unterrepräsentiert.
Doch auch bei Schurfbeprobungen kann nicht immer sichergestellt werden, dass eine repräsentative Skelettmenge mit in die Probe aufgenommen wird. Das untersuchbare Korngrößenspektrum der durch Solifluktion bewegten Substratmenge schränkt sich somit stark ein.
Äolisch verlagertes Material setzt bevorzugt mit der Korngrößenklasse < 80 µm ein (vgl. Kapitel 1.2.1). Eine Mikroskopierung der gröberen Anteile des Körnungsspektrums sollte also
im Wesentlichen Hinweise auf (par-)autochthone Substratkomponenten zulassen.
Die Beurteilung der Gesteinsarten erfolgt dabei in erster Linie auf Grundlage der bereits
beschriebenen Vertreter aller im Untersuchungsgebiet anstehenden Gesteine (vgl. Kapitel
2.3.2). Ziel ist eine qualitative Kennzeichnung des im Probenmaterial erkennbaren Materialgemenges. Aus verschiedenen Gründen (Verwitterungsgrad, Feinkörnigkeit, Überzüge, etc.)
ist es nicht immer möglich, das Material mit Sicherheit mikroskopisch zu bestimmen.
46
2.4.3.3. Mineralbestand
Der Kennzeichnung des Mineralbestandes kommt im Wesentlichen eine ähnliche Bedeutung zu, wie dies bei den Gesteinsfragmenten der Fall ist. Auch das zu untersuchende Körnungsspektrum ist identisch. Ein wesentlicher Unterschied besteht jedoch darin, dass hier
bestimmte Mineraleigenschaften fokussiert betrachtet werden.
Das für diesen Analyseschritt wichtigste Mineral ist Quarz. Obwohl diese Bildung mit
Ausnahme des Augit-Nephelinit in allen Gesteinen des Untersuchungsgebietes anzutreffen
ist, stellt die Kornmorphologie doch ein für jedes Gestein charakteristisches Merkmal dar
(vgl. Abbildung 27). Quarze aus den Rhyolithen sind z.T. als idiomorphe Doppelpyramiden
ausgebildet (LENTSCHIG 1962). Die klastischen Quarzkörner aus den kretazischen Sandsteinen unterscheiden sich davon deutlich. Sogar innerhalb der kreidzeitlichen Psammite lassen
sich Körnungsunterschiede feststellen (vgl. Kapitel 2.2.2). Die Quarze der quartären Lösslehme zeichnen sich durch ein Korngrößenmaximum im Schluffbereich aus. Gröbere Komponenten rekrutieren sich aus lokalen Gesteinen und tragen deshalb auch deren Eigenschaften (FIEDLER & SCHMIEDEL 1962). Generell zeigen äolisch transportierte Quarze eine Mattierung ihrer Kornoberfläche (THALHEIM 1988). Soweit es die Rahmenbedingungen der Auflichtmikroskopie an Streupräparaten erlauben soll versucht werden, die Quarzkörner qualitativ ihren Ursprungsgesteinen zuzuordnen.
Abbildung 27 – Vergleich des Gefüges verschiedener quarzhaltiger Gesteine im Landberggebiet.
Auch andere Minerale können zu einer besseren Kennzeichnung der Substratproben beitragen. Für bestimmte Gesteine charakteristische Phasen, wie z.B. der Augit für den AugitNephelinit, lassen sich oft problemlos unter dem Mikroskop erkennen. Doch es treten auch
Fälle auf, in denen eine optische Bestimmung der Mineralphase nicht möglich ist. Vor allem
mikrokristalline Überzüge oder amorphe Bildungen können nicht eindeutig zugeordnet werden. In solchen Fällen wird versucht, eine ausreichend große Menge dieser Substanzen zu
extrahieren und röntgenographisch zu kennzeichnen. Ist dies nicht möglich (zu wenig Substanz, röntgenamorphe Zusammensetzung, etc.) beschränkt sich die Beschreibung auf eine
Kennzeichnung der optischen Eigenschaften.
47
2.4.4. Granulometrie und Sedimentpetrographie
Ein Standardverfahren bei sedimentologischen wie auch bodenphysikalischen Untersuchungen ist die Interpretation des Körnungsspektrums einer Probe (FIEDLER et al. 1965). Ergänzend zu graphischen Visualisierungen tragen vor allem statistische Kennwerte zu einer
Beschreibung bei. FOLK (1980) oder auch TUCKER (1996) geben dazu grundlegende Hinweise.
Den Bezug zu quartären Lagen stellen u.a. STAHR (1979) und THALHEIM (1988) her. Beide
Arbeiten versuchen, mittels sedimentpetrographischer Kennwerte Schichtunterschiede im
oberflächennahen Untergrund herauszuarbeiten.
In dieser Arbeit wird auf bestehende Körnungsanalysen zurückgegriffen. TACHIVA
(1996) bearbeitete mehrere Aufschlüsse im Landberggebiet. Das Körnungsspektrum jeder
Probe umfasst dabei zehn Klassen (kleiner 2, 6.3, 10, 20, 63, 100, 200, 630, 1000, 2000 µm). Die
Entnahme erfolgte bei TACHIVA (1996) schicht- und horizontbezogen. Es kann also von einer
(für die hier vorliegende Arbeit) zweckmäßigen Datenerhebung ausgegangen werden.
Allerdings weichen die Untersuchungsziele voneinander ab. Hier stehen vor allem zwei Ziele im Vordergrund. Einerseits solle erreicht werden, dass die Schichten eines untersuchten
Profils deutlich durch sedimentpetrographische Kennzeichnung gegeneinander abgegrenzt
werden können. Andererseits ist es wichtig, durch die hier vorgestellte Methodik das Substrat einer Schicht auch genetisch interpretieren zu können. Der Nachweis äolischer Beeinflussung und Solifluktion sowie pedogener Überprägung seien hier angemerkt. Deshalb
wird auch die Interpretation der Daten nicht immer identisch mit jener von TACHIVA (1996)
sein.
Die graphische Darstellung von granulometrischen Eigenschaften umfasst die Erstellung
von Körnungsartendreiecken und Kornverteilungskurven. Statistische Maßzahlen sollten
immer nur als abstrakte Indizien für die Entscheidungsfindung angesehen werden (SCHÖNWIESE
2000). TUCKER (1996) weist auf Probleme hin, die vor allem bei eindimensionalen
Kennwerten (z.B. Modalwert, Mittelwert, Median, etc.) in Zusammenhang mit Sedimenten
auftreten können. Dennoch sind solche Parameter das geeignete Mittel, um mehrere Proben
gegeneinander abzugrenzen. Um die Ungenauigkeiten auszugleichen, werden zahlreiche
sedimentpetrographische Maßzahlen ermittelt und stets in Kombination miteinander verwendet.
In Anlehnung an THALHEIM (1988) werden hier einige Quantile genutzt, um eine Substratprobe zu kennzeichnen. TUCKER (1996) sowie PÉSCI & RICHTER (1996) beschreiben noch
weitere Maßzahlen, darunter auch derivate. Die Definitionen der Variablen weichen dabei z.T.
deutlich von denen der deskriptiven Statistik im mathematischen Sinne ab (vgl. BAHRENBERG
et al. 1999). Tabelle 5 zeigt die in dieser Arbeit verwendeten statistischen Kennwerte.
Anlage 2 enthält für alle derartig untersuchten Proben die Ergebnisse der Körnungsanalyse sowie die dazugehörigen sedimentpetrographischen Kennwerte.
48
Tabelle 5 – Sedimentpetrographische Kennwerte. Nach THALHEIM (1988), TUCKER (1996), FOLK (1980).
Quantil 10
P10
Mittelwert
Quantil 25
P 25
Sortierung
Quantil 50 (Median)
P50
Schiefe
Quantil 75
P 75
Kurtosis
Quantil 90
P90
Feinheitsgrad
P75 + P 25
2
P75 − P 25
QDa =
2
P75 + P 25 − 2 P50
Ska =
2
P75 − P 25
Kqa =
2( P90 − P10)
M=
FG =
kumulative Summe
Klassenanzahl
2.4.5. Röntgenphasenanalyse
Die qualitative Kennzeichnung des Mineralbestandes einer Probe mithilfe der Röntgendiffraktometrie erfolgt zweigeteilt. Einerseits wird aus den Pulverpräparaten der Gesamtmineralbestand bestimmt. Dabei können Schichtsilikate unterrepräsentiert oder gänzlich fehlend dargestellt sein. Deshalb werden andererseits texturierte Probenpräparate angefertigt
und über spezielle Aufbereitungsschritte fokussiert die Eigenschaften der Phyllosilikate
untersucht (vgl. Kapitel 2.4.2).
Die Bewertung der generellen mineralischen Zusammensetzung einer Probe (Pulveraufnahme) erfolgt auf Grundlage einer internationalen Datenbank von mineralspezifischen
Musterdiffraktogrammen, mit denen das gemessene Diffraktogramm verglichen wird (ALLMANN
1994). Nicht immer sind alle Mineralphasen einer Probe nachweisbar (Peaküberlage-
rungen, Dominanz anderer Mineralphasen). Deshalb erfolgt die Beschreibung der Minerale
auf einer subjektiven Skala von nicht vorhanden, undeutliches Signal, deutliches Signal und
dominierendes Signal. Quantitative Aussagen sind nicht möglich.
Aus den einzelnen Textur-Diffraktogrammen (lufttrocken, glycoliert, thermisch behandelt) werden jeweils die Schichtgitterabstände von Tonmineralen abgeleitet. Die Interpretation der drei kombinierten Aufnahmen erlaubt in den meisten Fällen eine sichere Identifizierung aller in einer Probe enthaltenen Tonminerale. MOORE & REYNOLDS (1997), DIXON (1995)
und JASMUND & LAGALY (1993) geben dazu ausführliche Hinweise. Im Folgenden sollen
wichtige Tonmineralphasen und deren analytischer Nachweis kurz vorgestellt werden:
•
Kaolinit zeichnet sich im lufttrockenen Texturdiffraktogramm durch Peaks bei
7.16 und 3.58 Å aus. Die Belegung mit Ethylenglycol (Glycolierung) führt zu keiner Veränderung der Positionen dieser Peaks. Nach erfolgter thermischer Behandlung (Temperung) sind die Röntgenreflexe in der Regel nicht mehr nachweisbar.
•
Illit und die Glimmergruppe zeigen Peaks um 10 und 5 Å. Diese Signale verändern sich durch Glycolierung und Temperung nicht.
49
•
Smectite erzeugen in der lufttrockenen Probe einen Peak zwischen 14 und 15 Å.
Nach Ethylenbehandlung liegt der Peak um 17 Å. Eine Sättigung der Probe mit
Glycerin führt zu einer Veränderung des d-Wertes auf 17.7 Å. Die thermische Behandlung lässt den Röntgenreflex wiederum auf Werte um 10 Å zurückfallen.
•
Vermiculite zeichnen sich je nach Ionenbelegung durch einen Peak zwischen 10
und 14 Å in der lufttrockenen Probe aus, der seine Position bei Behandlung mit
Glycerin nicht oder nur wenig verändert. Erst eine Sättigung der Probe mit Ethylenglycol bewirkt eine Peakverschiebung bis auf Werte nahe 17 Å.
•
Chlorite besitzen Intensitätsmaxima bei 14.1, 7.06, 4.71 und 3.55 Å, welche ihre
Position bei Glycolierung und Temperung beibehalten. Sehr eisenreiche Chlorite
jedoch können jedoch durch den thermischen Stress an Deutlichkeit ihrer Peaks
einbüßen und damit (bei Fehlen des 14.1 Å Peaks) ähnliche Eigenschaften wie
Kaolinite zeigen.
•
Wechsellagerungsminerale sind oft schwierig eindeutig nachweisbar. Eine wichtige Gliederung stellt die Fähigkeit zur Quellung dar. Enthalten Wechsellagerungsminerale entsprechende Anteile an Smectit, kann über den Vergleich von
lufttrockener und glycolierter Probe eine Aussage diesbezüglich gemacht werden. Quellfähige Wechsellagerungsminerale zeigen im lufttrockenen Zustand
eine Bande zwischen 10 und 14 Å, die auch in zwei oder mehr separate Peaks differenziert sein kann. Die Aufweitung der Schichtabstände infolge Quellung erreicht nicht so hohe Werte wie bei reinem Smectit (17 Å). Um jedoch genauere
Aussagen bezüglich der Regelmäßigkeit der Wechsellagerung oder gar der einzelnen beteiligten Mineralphasen tätigen zu können, ist eine aufwändige Anreicherung der Tonfraktion sowie deren Belegung mit unterschiedlichen Ionen nötig; ein Aufwand, der nicht Gegenstand dieser Arbeit sein kann.
Die Diffraktogramme aller untersuchten Substratproben sind in Anlage 4 aufgelistet. In
Abbildung 28 sind die Texturdiffraktogramme einer Probe dargestellt, an denen beispielhaft
die Auswertungsmethodik veranschaulicht wird. Eine Probenbeschreibung enthält stets drei
Diffraktogramme (lufttrocken, glycoliert, getempert). Die Beschreibung der Peaks erfolgt
nach ihrer Deutlichkeit und Ausbildung von nicht nachweisbaren Peaks (Position trotzdem im
Diffraktogramm eingetragen) über undeutliche und deutliche bis hin zu scharfen intensiven
Peaks. Es werden nur Peaks von Phyllosilikaten hervorgehoben. Andere Mineralphasen (mit
Ausnahme des Augits) bleiben ignoriert. Es sei nachdrücklich darauf hingewiesen, dass keine quantitativen Rückschlüsse gezogen werden können. Die Darstellungsweise der Diffraktogramme von Texturpräparaten variiert stark. Ja nach Deutlichkeit des Signals der Tonmineralphasen ist die Ordinate unterschiedlich skaliert. Ein Ausblenden von Untergrundrauschen und überdeutlichen Peaks kann zu erheblichen Verzerrungen führen. Bei einem direkten Vergleich zweier Diffraktogramme ist also diesem Umstand Beachtung zu schenken.
50
Abbildung 28 – Texturdiffraktogramme zur Veranschaulichung der Auswertemethodik.
Wie bereits erwähnt, können durch die mikroskopische Bemusterung nicht immer alle
Gesteinsfragmente und Mineralphasen eindeutig bestimmt werden. In solchen Fällen wird
eine Probe davon röntgenographisch untersucht. In den meisten Fällen ist die Probenmenge
dieses Extrakts zu wenig für die üblichen Aufbereitungsschritte der Röntgenphasenanalyse.
Das Material muss dann in einem Achatmörser fein zerkleinert und als Pulver auf einen
Silizium-Einkristall-Probenträger aufgebracht werden. Dazu verteilt man das Material auf
dem Träger und gibt ein oder zwei Tropfen Ethanol darauf. Die Suspension wird durch
sanftes Hin- und Herschütteln flächig auf dem Siliziumblock verteilt und anschließend
trocken geblasen. Die Verwendung von Einkristall-Probenträgern ist u.a. bei ALLMANN
(1994) beschrieben. Die Messbedingungen und Auswertungsparameter entsprechen denen
der Pulveraufnahmen aus Tabelle 3.
51
2.5. Digitale Reliefanalyse
2.5.1. Grundlagen
Die Bedeutung der digitalen Reliefanalyse wird in ihrer Breite kurz bei BILL (1996) und
LONGLEY et al. (1999), in Beziehung zu Umweltinformationssystemen detaillierter bei SKIDMORE
(2002) und GÜNTHER (1998) erläutert. Den speziellen Bezug zur Kennzeichnung des
oberflächennahen Untergrundes geben FRIEDRICH (1996) und BEHRENS (2003). Grundlagen
der digitalen Reliefanalyse vermitteln WILSON & GALLANT (2000).
Unter digitaler Reliefanalyse wird in dieser Arbeit die Auswertung von Rasterdaten verstanden, wobei diese Rasterdaten Informationen zur Ausprägung des Reliefs beinhalten.
Damit wird die reale Landschaft abstrahiert (gerastert) und vereinfacht (Reduzierung auf
Reliefattribute) in ein Modell überführt. Als primäre Reliefinformation dient die absolute
Geländehöhe (Rasterzellenwert). Dieses Modell bezeichnet man dementsprechend als digitales Geländemodell (DGM). BILL (1996) gibt noch weitere, in der Literatur z.T. synonym gebrauchte Definitionen für digitale Geländemodelle und verwandte Modelle an.
Die Wurzeln der Reliefanalyse liegen über 100 Jahre zurück. Mit Albrecht Pencks Ansätzen begannen erste Versuche, topographische Formen über ihre Geometrie zu klassifizieren
und analysieren (SCHMIDT & DIKAU 1999). Die Geomorphometrie als Teildisziplin der Geomorphologie bildet die Grundlage jeglicher Systematisierung von Landoberflächen (GOUDIE
1990). Durch bedeutende Fortschritte im EDV-Bereich und die Bereitstellung immer hochwertigerer und weit verbreiteter digitaler Geländemodelle ist es mehreren seit Jahren möglich, die Reliefanalyse auf digitalem Wege weiterzuführen und auszubauen. Allerdings entsteht ein gewisses Problem. Es häufen sich mittlerweile Unmengen an Daten und Analysemethoden an, doch nicht immer fußen diese Methoden auf gesicherten theoretischen (und
damit geomorphologischen) Grundlagen. SCHMIDT & DIKAU (1999, S. 155) fassen dies so
zusammen: „There now exists a large variety of geomorphometric methods and computer tools to
quantify landform morphometry. The rapidly increasing development of computer techniques contanis
the risk of shifting from scientific progress to technological progress“. Daher ist es wichtig, die Daten wie auch die sie verarbeitenden Methoden nach theoretischen Gesichtspunkten zu strukturieren. Jeder Reliefanalyse sollte ein Prozessverständnis zugrunde liegen.
Zu einem digitalen Geländemodell kommt man über verschiedene Arten der Datengewinnung. Von primären Erfassungsmethoden wie Aufzeichnung von GPS-Koordinaten mit
Höhenwerten über luftgestützte Laseraltimetrie bzw. Auswertung von stereoskopischen
Luftbildern oder Radardatenauswertung der Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) bis hin
zur Ableitung von Höheninformationen etwa durch Digitalisierung topographischer Karten
steht eine Fülle von Datenquellen zur Verfügung (vgl. WILSON & GALLANT 2000). Jede dieser
Datenerhebungsmethoden hat Fehlerquellen inne und bedarf unterschiedlicher Interpolationsmethoden, um daraus eine kontinuierliche (Gelände-)Oberfläche abzuleiten. Bei BEHRENS
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(2003) zeigte sich die Fehlerhaftigkeit des verwendeten DGM besonders deutlich, was zu
sehr umfangreichen Arbeitsschritten der Aufbereitung führte.
In dieser Arbeit steht das vom sächsischen Landesvermessungsamt herausgegebene
ATKIS-DGM25 (im weiteren bezeichnet als DGM20) zur Verfügung. Es zeichnet sich laut
LANDESVERMESSUNGSAMT SACHSEN (2006) durch folgende Eigenschaften aus:
•
regelmäßiger Gitterabstand von 20 m
•
Erfassung von 20 m-Gitterpunkten, Strukturelementen (Geländepunkte und Geländelinien) und Kleinstrukturelementen
•
Generierung aus digital-photogrammetrischen Luftbildern (1 : 16000) und Reliefdigitalisierung topographischer Karten (1 : 10000) bzw. interaktiver Bearbeitung
•
Punkthöhenfehler ± 2 m
Probleme treten häufig auf, wenn
aus Rohdaten generierte DGM-Kacheln
zu einem zusammenhängenden Geländemodell zusammengesetzt, mosaikiert
werden müssen. So entstehen auch hier
deutliche Artefakte. Sowohl in den
Übergangsbereichen als auch innerhalb
der einzelnen DGM-Kacheln. Abbildung
29 zeigt eine aus dem DGM abgeleitete
Schummerungsdarstellung. Diese VisuaAbbildung 29 – Aus dem mosaikierten DGM generierte
Schummerungsdarstellung.
lisierung reagiert besonders sensibel auf
Fehler im Ausgangsdatensatz (WILSON &
GALLANT 2000).
Eine Beseitigung dieser Fehler, wie BEHRENS (2003) es aufzeigt, ist nicht möglich, ohne
neue Artefakte und damit Ungenauigkeiten in den Datensatz zu übernehmen. Da das Teiluntersuchungsgebiet nicht im Grenzbereich zweier DGM-Kacheln liegt, wird hier auch darauf verzichtet, die Geländemodelle von vornherein zu modifizieren.
Über die Auswertung eines DGM können Reliefparameter ermittelt werden, die dann
durch deren Kombination Reliefelemente beschreiben und gegeneinander abgrenzen können. SCHMIDT & DIKAU (1999) gliedern in einfache primäre, komplexe primäre sowie kombinierte primäre (also sekundäre) Reliefparameter. In dieser Arbeit werden für die Abgrenzung von Reliefelementen und die Modellierung der Eigenschaften quartärer Lagen nur
primäre Reliefparameter genutzt, um subjektive oder nicht direkt reliefgesteuerte Einflüsse
sowie Autokorrelationen zu unterdrücken.
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Diese Arbeit nutzt Reliefparameter in erster Linie als Eingangsdaten für ein deterministisches Modell, mit dem über thematische Faktoren relative Aussagen zu Lageneigenschaften
gemacht werden sollen. Diese Faktoren gehen dann im späteren Verlauf in eine Approximation ein (Kapitel 2.6), um punkthaft durch Feldaufnahmen erhobene Informationen zu Lageneigenschaften in eine flächenhafte Darstellung zu überführen.
2.5.2. Modellierung der Eigenschaften von Basislagen
2.5.2.1. Grundgedanken des Modellierungsansatzes
Hauptziel dieses Arbeitsschrittes soll es sein, Basislagenmaterial hinsichtlich seiner
strukturellen Bestandteile und Ausprägungseigenschaften zu beschreiben. Basislagen wird
ein parautochthoner Charakter zugesprochen. Das heißt, im Substrat dieser Lagen ist nicht
nur Material des unmittelbar anstehenden Gesteins enthalten, sondern auch Komponenten
hangaufwärts (im Einzugsgebiet des jeweiligen Standorts) vorkommender Gesteine. Doch
nicht nur der strukturelle Aufbau ist wichtig, auch ein Kennwert für die Mächtigkeit hat Anspruch auf Beachtung.
Die Eigenschaften von Basislagen sind, anders als bei äolisch mitbestimmten Lagen, im
Wesentlichen gesteuert von den Faktoren Relief und Geologischer Bau (anstehendes Gestein), wie u.a. SCHOLTEN (2003) ausführt. Er spricht vor allem den Faktoren Oberflächenindex
(als Variante der Krümmung), Relative Hangneigungskrümmung, Topographischer Feuchteindex
und Höhe über Tiefenlinie eine gute Korrelation mit der Mächtigkeit der Basislage zu. Mit
Ausnahme des topographischen Feuchteindex' sind all diese Reliefparameter primäre Attribute und zeigen damit unmittelbaren Bezug zum Relief.
Durch die überschaubaren Einflussgrößen (Relief und Geologischer Bau) bietet sich eine
modellhafte Beschreibung der Basislageneigenschaften (Stoffbestand und Mächtigkeit) durch
Algorithmen der digitalen Datenverarbeitung an. Bei dem hauptsächlich für die Bildung von
Basislagen verantwortlichen Vorgang der Solifluktion handelt es sich um einen Prozess, der
modellhaft ähnliche Eigenschaften besitzt wie niederschlagsbedingter Oberflächenabfluss.
Beide Vorgänge orientieren sich in Abflussrichtung und Intensitätsmustern an Reliefeigenschaften. Für die Modellierung von Oberflächenabfluss existiert eine Vielzahl von Algorithmen (zusammengefasst in WILSON & GALLANT 2000).
In dieser Arbeit wird dem Multiple Flow Direction Algorithmus (FREEMAN 1991 bzw.
QUINN et al. 1991) der Vorzug gegeben, weil dieser Ansatz die Modellierung divergenter
Abflussentwicklung ermöglicht. Damit wird der Abfluss einer Zelle nicht nur an eine, die
tiefer liegende Nachbarzelle mit der stärksten Neigung, weitergegeben, sondern an mehrere
tiefer liegende Pixel. Wie BEHRENS (2003) beschreibt, ist ein stark divergenter Abfluss bei der
Modellierung von Nachteil, da er zu nicht real existierenden Abflussbahnen führt. Diese
Bemerkung gilt jedoch nur für die Beschreibung von oberflächig abfließendem Wasser. Will
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man die solifluidale Substratverlagerung modellieren, so ist eine stark divergente Bewegung
m. E. weitaus besser geeignet. Die Kohärenz des Materials der aktiven Zone ist um ein vielfaches höher als jene von frei fließendem Wasser. Damit werden auch weniger stark geneigte
Reliefbereiche von der Solifluktion erfasst und tragen so zur abwärts gerichteten Verlagerung von Substrat bei.
Bei einer solifluidalen Verlagerung wird neues, vom jeweils anstehenden Gestein (z.B.
durch Kryoturbation) aufgenommenes Material in die aktive Zone eingearbeitet und prägt
so ebenfalls die Substrateigenschaften mit. Werden Gesteinsgrenzen überflossen so findet
sich im Basislagenmaterial der Mineralbestand beider Gesteinsarten wieder.
Zur modellhaften Ermittlung der stofflichen Eigenschaften von Basislagenmaterial werden zwei Eingangsdatensätze (im Rasterformat) benötigt. Das Digitale Geländemodell
(DGM20) dient zur Generierung der oberflächigen Abflussinformationen nach dem Multiple
Flow Direction Algorithmus. Weiterhin werden Daten zu den im Prozessgebiet anstehenden
Gesteinen benötigt. Diese können aus digitalisierten geologischen Messtischblättern gewonnen werden.
Die Mächtigkeit von Basislagen hingegen kann nicht auf eine solch einfache Art und
Weise ermittelt werden. Allenfalls sind Abschätzungen und Näherungen möglich. Dazu
wird in dieser Arbeit davon ausgegangen, dass die Mächtigkeit parautochthoner Lagen im
Wesentlichen von drei Faktoren bestimmt wird.
Die Menge an zur Verfügung stehendem Material, welches hangabwärts verlagert werden kann, lässt sich über den Parameter relative Hangposition (Entfernung eines Pixels zur
Wasserscheide und/oder Tiefenlinie, BEHRENS 2003) approximieren.
Die am Standort bestehende Krümmungsart (konvex, konkav oder gestreckt) hat Einfluss auf die lokale Mächtigkeit von Basislagenmaterial (FRÖHLICH et al. 2005). FRIEDRICH
(1996) beschreibt mit der relativen Massenbilanz einen verhältnismäßig komplexen Parameter,
um die Mächtigkeit solifluidal entstandener Lagen zu charakterisieren. Außerdem muss die
von ihm vorgenommene a priori Gewichtung von Reliefparametern zur Verbesserung des
Ergebnisses hinterfragt werden. Reduziert auf elementarere Eingangswerte
lässt sich die reliefbedingte Schichtstärke auch über die Betrachtung der
lokalen Krümmungsausprägung darstellen. Dazu wird vereinfacht davon
ausgegangen, dass für einen Standort
nur die proximale Reliefausprägung
Abbildung 30 – Vereinfachte Parametrisierung der Mächtig-
von Bedeutung ist (vgl. auch FRIEDRICH
keitsabschätzung von solifluidal geprägten Lagen anhand der
1996). Beispielsweise ist für einen
standortseigenen Hangwölbung. Eigener Entwurf.
Standort am Unterhang kaum wichtig,
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wie der Oberhang in sich selbst gegliedert ist. Vielmehr entscheidet die (in Mitteleuropa) für
Unterhänge typische konkave Hangform über die potentielle Mächtigkeit der Basislage.
Noch deutlicher wird die Unabhängigkeit bei der Betrachtung von Oberhangstandorten und
Reliefeigenschaften von Unterhängen. Doch auch auf engerer räumlicher Bezugsebene, also
bei direkt aneinandergrenzenden Hangformen, soll sich die Mächtigkeit einer solifluidal
geprägten Lage stärker nach der standortnäheren Reliefform richten. Abbildung 30 veranschaulicht noch einmal diese Sichtweise. Damit wird in diesem Arbeitsansatz konvex gewölbten Standorten ein negativer Faktor (max. -1), gestreckten ein neutraler (0) und konkaven ein positiver Faktor (max. 1) zugewiesen, dessen Höhe sich nach der Intensität der
Krümmung richtet.
Letztlich muss noch dem Parameter Hangneigung Beachtung geschenkt werden, da
durch ihn die potentielle Energie für Verlagerungsvorgänge repräsentiert ist. Außerdem
kann über eine Umklassifizierung der Hangneigung die obere und untere Grenze des Solifluktionsprozesses festgelegt werden. Wie JAESCHE (1999) beschreibt, liegt die Untergrenze
bei ca. 1° Neigung (vorausgesetzt, der Standort erfährt keine Materialzufuhr durch einen angrenzenden steiler geneigten Hang). Jene Grenze, oberhalb der andere Verlagerungsprozesse
(sturzartige Denudationsarten) stattfinden, liegt zwischen 25 und 35° (vgl. Kapitel 1.2.1).
Durch die Kombination der drei gerade beschriebenen Faktoren kann eine allgemeine,
nicht quantitative Aussage gemacht werden über die tendenzielle Mächtigkeit von Basislagen, bezogen auf eine Rasterzelle.
2.5.2.2. Modellierung der stofflichen Zusammensetzung
Kenntnisse über die stoffliche Zusammensetzung quartärer Lagen sind eine Ausgangsbasis für die Ableitung weiterer Informationen zur Beschreibung des oberflächennahen Untergrundes. Kennt man die eine Basislage aufbauenden Gesteine, lassen sich Aussagen zu
Parametern wie beispielsweise Bodenreaktion, Nährstoffangebot, Lagerungsdichte, Skelettgehalt, usw. machen (vgl. SCHOLTEN 2003). Grundlage für die modellhafte Bestimmung der
stofflichen Zusammensetzung von Basislagenmaterial sind Informationen zu den anstehenden Gesteinen und ein Digitales Geländemodell.
HAUBRICH (2004) hat vier geologische Messtischblätter (Blätter 4946, 4947, 5046, 5047)
gescannt und anschließend vektorisiert. Allerdings lagen die Informationen nicht in einem
GIS-kompatiblen Datenformat vor. Es musste also ein aufwändiger und langwieriger Transformationsprozess unternommen werden, um die Vektordaten mit Angaben zur Verbreitung
des geologischen Inventars im Tharandter Wald für die Modellierung nutzbar zu machen.
Eine eingehende Fehlerbetrachtung anhand des Vergleichs linienhafter Elemente aus den
digitalisierten geologischen Messtischblättern mit ATKIS-Daten ergab eine maximale Lageabweichung von 30 m. Beachtet man die Digitalisierungsgrundlage (Messtischblatt im Maß56
stab 1:25000) so ist ein Fehler von reichlich einem Millimeter als durchaus annehmbar zu
bewerten. BURROUGH & MCDONNEL (1998) weisen ausführlich auf den Umgang mit Fehlern
hin, die bei der Digitalisierung analoger Daten entstehen und erklären, dass thematische
Karten primär größere Ungenauigkeiten enthalten, als durch eine spätere Digitalisierung
entstehen können.
Um nun die Angaben zum geologischen Inventar für die weitere Modellierung operationalisierbar zu machen, wurden die vorkommenden Gesteinsarten numerisch umcodiert
und die Vektordatei in eine Rasterdatei gleicher Gitterweite und Gitterposition wie jene des
DGM umgewandelt (vgl. Abbildung 31).
In einem letzten Schritt wurde durch Reklassifizierung des Rasterdatensatzes für jede
Gesteinsart eine separate Datei angelegt, in der Pixel mit dem entsprechendem Gestein den
Wert 1 und alle anderen Pixel den Wert 0 zugewiesen bekamen.
Abbildung 31 – Umwandlung der geologischen Informationen vom Vektorformat in das Rasterformat (Rasterweite 20 m) und Erstellung separater Rasterdatensätze für jede Gesteinsart. Eigener Entwurf.
Das verwendete Geländemodell bedarf einer Präprozessierung, um Artefakte und Fehler
zu beseitigen, die eine Beschreibung oberflächiger Verlagerungsprozesse verhindern würden. Der Arbeitsalgorithmus vieler Abflussmodellierungsverfahren führt bei abflusslosen
Senken zu einem Abbruch der Berechnung. Diese abflusslosen Senken sind in vielen Fällen
die Folge einer unzureichenden oder fehlerhaften Datenlage bei der Erstellung des DGM
(WILSON & GALLANT 2000). Das Landesvermessungsamt Sachsen gibt den Punkthöhenfehler
seines Geländemodells mit ≤ 2 m an (LANDESVERMESSUNGSAMT SACHSEN 2006). Doch auch
natürlich angelegte oder anthropogen geschaffene Hohlformen ohne reliefbürtigen Abfluss,
wie beispielsweise Kare, Vulkankrater, Dolinen, Sölle bzw. Absetzbecken oder Tagebaue,
verhindern eine Abflussmodellierung. Es ist daher notwendig, das DGM von diesen abflusslosen Senken zu bereinigen. Dies geschieht meist über eine iterative Auffüllung der Hohlformen (vgl. BILL 1996).
Für die Modellierung der solifluidalen Gesteinsverfrachtung wird der Ansatz von FREEMAN
(1991) verwendet. Als Eingangsdaten werden für die Verbreitungsermittlung einer Ge-
steinsart jeweils zwei Rasterdateien benötigt. Das (präprozessierte) DGM und ein sog.
„weight grid“, welches jene Bereiche (Pixel) beschreibt, die Abfluss erzeugen. Alle Pixel mit
dem Wert 1 tragen zur Abflussbildung bei, alle Pixel mit dem Wert 0 nicht. Dieses weight grid
entspricht den durch Umklassifizierung des geologischen Rasterdatensatzes gewonnenen
Verbreitungsinformationen der einzelnen Gesteine (vgl. Abbildung 31). Über den Parameter
57
„convergence“ kann die Streuung des Abflusses beeinflusst werden (FREEMAN 1991). Eine
Variation dieser Steuergröße hat also maßgebliche Auswirkungen auf die Ermittlung der
Verbreitungsflächen von Gesteinsmaterial. In dieser Arbeit wurde der von OLAYA (2004)
empfohlene Wert 1.1 als Standardeinstellung belassen.
Das Ergebnis dieses Arbeitschrittes ist eine Darstellung der flächenhaften Verbreitung
von Gesteinsmaterial dessen Verlagerung allein auf Grundlage der Schwerkraft über fließähnliche Prozesse stattgefunden hat. Abbildung 32 verdeutlicht noch einmal die wesentlichen Etappen.
Abbildung 32 – Modellierung der Verbreitung von Basaltoid-Gesteinsmaterial auf Grundlage eines Abflussalgorithmus(FREEMAN 1991). Perspektivische Darstellung.
Doch nicht nur die „Wege der Verlagerung“ sind von Bedeutung. Auch die „Weite der
Verlagerung“, als das maximale hangabwärts gerichtete Vorkommen von bestimmtem Gesteinsmaterial ist von Interesse. Hier allerdings stößt die Modellierung an ihre Grenzen.
SCHOLTEN (2003) beschreibt die große Auswirkung der petrographischen Materialbeschaffenheit auf die Intensität der Solifluktion. In der Literatur finden sich immer nur näherungsweise beschriebene maximale Verlagerungsweiten von Solifluktionsdecken (vgl. Kapitel 1.2).
JAESCHE (1999) berichtet von sehr starken zeitlichen und räumlichen Schwankungen der Solifluktionsbeträge in einem alpinen Untersuchungsgebiet. Generell soll die Solifluktionsintensität von einer Vielzahl von Faktoren abhängig sein. Mehrmals aktivierte Basislagen und
deren erneute Überprägung während der Hauptlagengenese lassen eine exakte Bestimmung
der Verlagerungsweite nicht zu. Geht man von Beträgen kleiner 100 m aus (SAUER 2002),
58
umfassen diese nicht mehr als 5 Rasterzellen und bilden so einen schmalen Saum um die
Grenze der anstehenden Gesteine.
In der geologischen Karte ist auch der Lösslehm als anstehendes Gestein vermerkt. Problematisch ist jedoch die relative Altersstellung dieses Materials in Bezug zu den quartären
Lagen. Ist der Lösslehm älter als der im Modell genutzte Zeitrahmen, wird das Material aufgearbeitet und verlagert, also gleich der anderen Gesteine auch behandelt. Ist der Lösslehm
jedoch jünger als die quartären Lagen, so darf er nicht mit in das Modell aufgenommen, sondern als spätere Überlagerung dieser eingebracht werden. Eine syngenetische Lössdeposition würde genau dem eigentlichen Modellansatz entsprechen, wobei allerdings mehrere Meter mächtige Pakete des äolischen Sedimentes nicht mehr als quartäre Lage(n) einzustufen
sind.
Diese Arbeit geht von der Hypothese aus, dass der Lösslehm als anstehendes Gestein,
bereits vor der Anlage der quartären Lagen entstanden, vorliegt. Diese vereinfachende
Sichtweise gründet u.a. darauf, dass bei einem „Abdecken“ dieses Sediments keine Informationen über die Verhältnisse im Untergrund zur Verfügung stehen. Gesteinsgrenzen im Liegenden des Lösslehms sind nicht bekannt. Ohnehin zeigen die Arbeiten in der Umgebung
des Arbeitsgebietes, vor allem im nördlichen Vorland (LIEBEROTH 1963), dass die Lössdeposition nicht nur die Weichsel-Kaltzeit umfasst hatte, sondern z.T. weit in das Pleistozän hinein
gereicht haben muss.
Die gesammelten Angaben, vorgehalten in separaten Rasterdatensätzen, müssen in eine
zusammenfassende Informationsbasis überführt werden. Dazu erfolgt eine Logarithmierung
der Abflusswerte für jedes Pixel. Dies ist nötig, weil in Dellen, Tälchen und vor allem größeren Gerinnebetten extrem hohe Abflusswerte erreicht werden, die eine sinnvolle Weiterverarbeitung verhindern (vgl. Abbildung 32 unten Legende). Abflusswerte kleiner als 1 werden
verworfen. Die Rasterdatensätze können danach in Vektorpolygone umgewandelt werden.
Die maximale Verlagerungsweite wird hier durch einen Puffer von 100 m um die jeweilige
Gesteinsgrenze simuliert. Abschließend können die Informationen zu einem einzigen Datensatz kombiniert werden. Somit ist es möglich, für jeden Standort abzufragen, welche solifluidal verlagerten Gesteinsarten dort vorkommen.
2.5.2.3. Modellierung des Mächtigkeitsfaktors
Die Abschätzung der relativen Mächtigkeit von Basislagen fußt prozesstheoretisch auf
folgenden modellhaft vereinfachten Annahmen (vgl. Abbildung 33). Hauptsächlich die
Mächtigkeit prägender Faktor sei das Relief. Über den Prozess der Solifluktion wird lockeres
Material mobilisiert und der Schwerkraft folgend hangabwärts verlagert. Je größer das spezifische Einzugsgebiet eines Standorts im Prozessgebiet ist, desto mehr Material kann poten59
tiell einem Standort zugeführt werden. Die Größe dieses Einzugsgebietes steht in engem
Zusammenhang mit der relativen Hangposition des entsprechenden Standorts; Bereiche am
Oberhang verfügen über ein kleineres spezifisches Einzugsgebiet, Bereiche am Unterhang
über ein größeres. Die standortseigene, proximale Reliefform sei ausschlaggebend für Verteilungsregelhaftigkeiten von solifluidal bewegtem Substrat; konkave Reliefformen kennzeichnen Anreicherungsbereiche, konvexe Reliefformen Abreicherungsbereiche und gestreckte
Reliefformen neutrale Bereiche. Dabei soll die Orientierung der Krümmung (Querkrümmung oder Profilkrümmung) nur eine untergeordnete Rolle spielen, die Richtung der An/Abreicherung (seitlich in Dellen hinein/von Rücken weg bzw. von hangaufwärts/nach
hangabwärts) soll vernachlässigbar sein. Die Solifluktion soll nur innerhalb bestimmter neigungsbedingter Prozessgrenzen vorkommen, unterhalb derer die Transportweite unzureichend ist und oberhalb derer sie in Sturzdenudation übergeht.
Zu geringe Neigungen treten normalerweise nur auf Plateaus und in Talbereichen auf.
Hangverflachungen werden wegen der geometrischen Auflösung des DGM kaum den vorgegebenen Schwellenwert erreichen (und tun dies auch im Untersuchungsgebiet nachweislich nicht). Bei einer Übertragung des Modellansatzes auf andere Untersuchungsgebiete
muss jedoch geprüft werden, ob die 1°-Neigungsgrenze weiterhin haltbar ist.
Abbildung 33 – Theoretische Bedingungen für die Modellierung der relativen Mächtigkeit von Basislagen. Eigener Entwurf.
Unter Annahme dieser Bedingungen kann die Modellierung der relativen Mächtigkeit
von Basislagen im Untersuchungsgebiet durchgeführt werden. Der Vorgang teilt sich in drei
separate Berechnungen auf, die Faktoren ermitteln, welche schließlich zusammengeführt
einen abstrakten Faktor der relativen Mächtigkeit ergeben.
Die Position eines Standorts (entspricht einem Pixel) kann über mehrere Herangehensweisen rechnergestützt beschrieben werden (vgl. BEHRENS 2003). In dieser Arbeit wird wegen des geringen Datenaufbereitungs- und Rechenaufwandes die in BEHRENS (2003) als hydrologische Hangposition bezeichnete Variante verfolgt (Abbildung 34). Dabei geschieht die
Berechnung des spezifischen Einzugsgebietes für jedes Pixel des DGM. Danach wird das
spezifische Einzugsgebiet auf Grundlage eines invertierten DGM davon subtrahiert. Der sich
aus einer „Umkehr“ des DGM ergebende Fehler (ursprüngliche Hangdellen werden zu
60
Hangrücken und der simulierte Abfluss
nimmt eine anderen Verlauf) wird in Kauf
genommen, handelt es sich bei diesem
Schritt doch lediglich um eine relative
Bestimmung des Standortes. Ohnehin
existieren keine Alternativen zur „Umkehr“ des DGM.
Die Attribute der Rasterdatei (hydrologische Hangposition) erreichen sehr hohe
Werte, was eine zweckmäßige Weiterverarbeitung limitiert. Deshalb wird mit logarithmierten
Werten
weiter
verfahren.
Schließlich erfolgt noch eine Normalisierung des Datensatzes, um alle Werte zwischen Null und Eins schwanken zu lassen,
Abbildung 34 – Schema der Ermittlung des Mengenfaktors
zur relativen Beschreibung der Basislagenmächtigkeit.
Eigener Entwurf.
was nötig ist für eine sinnvolle Kombination dieser Rasterdatei mit anderen Faktoren.
Wie zu erkennen ist, können an
Flachbereichen Mängel auftreten, die durch die abflussorientierte Methodik entstehen. Es
werden dort auf kurzer Distanz sehr hohe Schwankungen des Mengenfaktors beobachtet.
Umgehen lassen sich diese systembedingten Effekte jedoch nicht. Nur die Verrechnung mit
Krümmungs- und Neigungsfaktor wirkt sich etwas ausgleichend auf dieses Problem aus.
Die Menge des zur Verfügung stehenden Solifluktionsmaterials variiert von Standort zu
Standort durch reliefbedingte Umverteilungsprozesse. Vor allem die Krümmung der Oberfläche hat einen sehr starken Einfluss auf die tatsächlich an einem Standort haltbare Menge.
FRIEDRICH (1996) und auch JAESCHE (1999) betonen nachdrücklich die Rolle des Reliefs (speziell der Krümmung) für die Variabilität und Intensität solifluidaler Prozesse, erwähnen jedoch gleichzeitig, dass noch weitere dynamische Vorgänge (z.B. Abspülung, gravitativer
Versatz) syn- bzw. postsolifluidal stattfinden und jene Prozesse letztendlich eine wesentlich
größere Bedeutung am Profilaufbau haben. Zumindest postsolifluidale Überprägungen können im hier vorgestellten Modell vernachlässigt werden.
Folgt man den Ansichten von ROHDENBURG (1989), lässt sich durch das Verhältnis von
Materialan- und -abtransport eine tendenzielle Aussage machen über die lokale Mächtigkeit
solifuidal entstandener Lagen. Überwiegt die Anlieferung von Substrat aus hangaufwärts
gelegenen Bereichen die Substratabfuhr in tiefer liegende Hangbereiche, ist das Verhältnis
positiv. Diese Situation tritt bei konkaven (im Falle dieser Arbeit horizontal wie auch vertikal
konkaven) Reliefformen auf. In solchen lokalen Hohlformen erfolgt die Zufuhr von Material
aus stärker geneigten Bereichen (hohe Reliefenergie, hohe Transportgeschwindigkeit) in
schwächer geneigte Bereiche (geringere Reliefenergie, geringere Transportgeschwindigkeit).
61
Es kommt zu einem „Aufstauen“, einer Akkumulation. Umgekehrt gilt diese Annahme ebenfalls. Gestreckte Hänge bilden eine neutrale Position, hier entspricht die Materialanlieferung der Materialabfuhr. BARSCH et al. (2000) diskutieren eine ähnliche Sichtweise.
Wie bereits in Abbildung 30 veranschaulicht, wird für die Bestimmung der krümmungsbedingten Materialverteilung nur die proximale Reliefform in Betracht gezogen. Lediglich
die am jeweiligen Standort vorhandene Krümmungsart soll auf der abstrakten Modellebene
hauptverantwortlich sein für Substratdistribution. Bei einer Rasterweite von 20 m des in dieser Arbeit verwendeten DGM wird der Begriff „proximal“ ohnehin relativiert auf ein Gebiet
von 400 m² pro Rasterzelle. Und bei Betrachtung des Algorithmus zur Ableitung der Krümmung (ZEVENBERGEN & THORNE 1987) wird klar, dass nicht nur eine Rasterzelle sondern das
Verhältnis mehrerer Zellen zueinander benötigt wird, um den gesuchten Wert abzuleiten.
Definiert ist die Krümmung als zweite Ableitung der Höhe (WILSON & GALLANT 2000).
BEHRENS (2003) zeigt, dass in der Literatur sehr viele Ansätze existieren, um Krümmungen
zu berechnen. Dabei unterscheiden sich die jeweiligen Parameter mitunter nur in Nuancen.
Grundsätzlich aber sollten zwei Arten von Krümmungen differenziert werden. Die Horizontalkrümmung oder Profilkrümmung beschreibt die Wölbung der Oberfläche in Gefällsrichtung wohingegen die Vertikalkrümmung bzw. Plankrümmung die Wölbung rechtwinklig
zur Gefällsrichtung darstellt (BEHRENS 2003). Durch Kombination dieser beiden Wölbungswerte wird die Gesamtkrümmung angegeben.
Abbildung 35 – Aus dem DGM abgeleitete Krümmungswerte für den westlichen Teil des Landberggebietes. Eigener
Entwurf.
Wie Abbildung 35 zeigt, zeichnet die Horizontalkrümmung erwartungsgemäß die typischen Krümmungseigenschaften von Talhängen mit konkavem Unter- und konvexem Oberhang gut nach, die Vertikalkrümmung hingegen reagiert sensibler auf hanggliedernde Elemente wie Dellen oder Rippen. Als Überlagerung beider Parameter zeigt die Gesamtkrümmung sämtliche Bereiche auf, die sich durch positive (konvex) und negative (konkav)
Krümmungswerte äußern. Somit ergibt sich die Gesamtkrümmung als der sinnvollste Parameter für die weitere Modellierung.
62
Für die Kombination mit den anderen
mächtigkeitsbeeinflussenden Faktoren
muss der bestehende Krümmungsdatensatz allerdings umcodiert werden
(Addition
des
Minimalwertes
und
Normalisierung auf Null) in einen Datensatz Krümmungsfaktor. Dabei sollen
konvexe Hangformen gegen Null tenAbbildung 36 – Krümmungsfaktor zur Beschreibung der rela-
tiven Mächtigkeit von Basislagen. Eigener Entwurf.
dieren, konkave Hangformen gegen
Eins. Wie Abbildung 36 zeigt, treten
hier die bereits angedeuteten Fehler im
DGM besonders drastisch zutage. Nicht allein die Übergangsbereiche zwischen zwei Kacheln sind betroffen. Der gesamte östliche Teil des Untersuchungsgebietes erscheint fehlerhaft wiedergegeben: der Talverlauf ist im östlichen Teil nicht mehr nachvollziehbar, Hangpartien sind plateauartig entstellt, es treten kleinräumig gegensätzliche Pixelwerte auf. Eine
konsistente Interpretation ist somit nicht möglich.
Um dem Modell schließlich noch Rahmenbedingungen zu geben, innerhalb derer sich
die Solifluktion als Prozess abspielen kann, wird durch die Neigung eine obere und untere
Grenze festgelegt. Außerdem soll die Stärke der Neigung Einfluss ausüben können auf das
energetische Potential. Eine lineare Behandlung der Neigung führt zu keinen sinnvollen Ergebnissen. Es müssen drei Vorschriften formuliert werden, wie sich Neigungswerte auf die
Eigenschaften der Basislagen auswirken (vgl. Kapitel 1.2):
•
Für Neigungen unter 1° soll der Neigungsfaktor 0 sein (keine effektive Verlagerung).
•
Für Neigungen über 35 ° soll der Neigungsfaktor 0 sein (Sturzdenudation).
•
Für Neigungen zwischen 1° und 35° soll der Neigungsfaktor mit der Neigung zunehmen und seine Maximalwerte um 20° erreichen. Danach soll der Neigungsfaktor
mit wachsender Neigung wieder abnehmen.
JAESCHE (1999) bemerkt, dass die Solifluktion bereits ab 15° bis 25° in ihrer Intensität
wieder zugunsten anderer Denudationsformen abnimmt, jedoch noch bei Neigungen bis
über 35° Bestand hat. FRIEDRICH (1996) lässt die Neigung von 1° bis 30° als prozessrelevanten
Faktor zu, wobei er über eine Transformation vor allem dem Bereich bis 20° Neigung eine
mit der Neigung wachsende Bedeutung zuweist. Daher wird in dieser Arbeit ebenfalls diesem höchstwahrscheinlich sensiblen Bereich die größte Aufmerksamkeit gewidmet.
Um nun nicht linear die Bedeutung der Neigung im Intervall [1,35] umsetzen zu müssen, wird folgende Konvention getroffen und formell umgesetzt (vgl. Abbildung 37):
•
Der Neigungsfaktor soll von 1° Neigung aus zunächst stark und dann immer schwächer zunehmen, um sein Maximum bei 20° zu erreichen
•
Ab diesem Wert soll der Neigungsfaktor zunächst schwach, dann immer stärker abfallen, bis er um 35° Neigung gegen Null geht.
63
Abbildung 37 – Funktionen zur Transformation von Neigungswerten in für die Beschreibung von Solifluktionsprozessen sensitivere Werte (Neigungsfaktoren). Eigener Entwurf.
Über die in Abbildung 37 dargestellten Formeln für die Transformation sowie einstellbare Wichtungsfaktoren (A und B) können diese Vorgaben erreicht werden. Nach mehreren
Tests (visuelle Vergleiche von Parabelverläufen) haben sich der Wert 2 für den Wichtungsfaktor A und der Wert 8 für den Wichtungsfaktor B als die geeignetsten herausgestellt.
Es sei an dieser Stelle nochmals auf die zutiefst subjektive Entscheidungsfindung hingewiesen. Da jedoch allem Anschein nach keinerlei vergleichbare Arbeiten zu dieser Thematik
bestehen und das Ziel der Modellierung ohnehin eine relative Beschreibung von Lageneigenschaften ist, soll eine differenziertere Diskussion des Transformationsprozesses in dieser
Arbeit unterbleiben.
Nach Übertragung der Transformationsformeln auf den Rasterdatensatz der Neigung
erhält man den in Abbildung 38 dargestellten Datensatz. Dem Neigungsfaktor kommt eine
besondere Bedeutung zu, erreichen seine Attribute in steilen Hangbereichen doch häufig den
Wert Null und erzwingen so ein vollkommenes Fehlen von solifluidalen Lagen. Im Gegensatz dazu erreichen die anderen Faktoren (Mengen- und Krümmungsfaktor) nie oder nur
äußerst selten diesen Wert.
Abbildung 38 zeigt außerdem die Notwendigkeit und den Effekt der Transformation
des Neigungsdatensatzes. Die thematischen Profilschnitte lassen erkennen, dass eine Normierung der Neigung auf Eins in weiten Teilen des Untersuchungsgebietes niedrige Werte
(unter 0.3) erzeugen. In Steilbereichen (über 30° Neigung) hingegen steigt der Faktor auf das
Doppelte an. Damit wird das dem Modell zugrunde liegende Prozesskonstrukt falsch wiedergegeben. Anders reagiert der transformierte Neigungsfaktor. Hier wird für große Teile
des Prozessgebietes ein hoher Wert für den Neigungsfaktor zurückgegeben, der nur in Steillagen über 30° deutlich zurückgeht und damit die Rahmenbedingungen besser nachzeichnet.
64
Abbildung 38 – Neigungsfaktor zur Beschreibung der relativen Mächtigkeit von Basislagen mit Profillinie zum
Vergleich von gewichtetem Neigungsfaktor und normierter Neigung. Eigener Entwurf.
Auch bei der Berechnung des Neigungsfaktors kommt deutlich das mehrfach erwähnte
Problem der DGM-Artefakte und –Fehler zum Tragen. Die beiden Teilgebiete erscheinen an
keiner Stelle konsistent. Der östliche Teil ist zusätzlich von unrealistischen Mustern geprägt.
Durch die Kombination aller drei Faktoren entsteht schließlich ein Rasterdatensatz mit
Informationen zur relativen Mächtigkeit von solifluidal entstandenen Basislagen (Abbildung
39). Während von den beiden ersten Faktoren, Mengen- und Krümmungsfaktor, das arithmetische Mittel gebildet wird, soll der begrenzende Charakter der Neigung in der multiplikativen Hinzunahme des Neigungsfaktors unterstrichen werden. Sodass die Formel für die
Berechnung des Mächtigkeitsfaktors folgendermaßen lautet:
Mächtigkeitsfaktor =
( Mengenfaktor + Krümmungsfaktor )
• Neigungsfaktor
2
Typisch für Basislagen ist ihre mitunter
auftretende
Mehrgliedrigkeit
(KLEBER et al. 1998). Das hier präsentierte Modell ist allerdings aufgrund
der nicht einwandfrei geklärten Ursachen für die Mehrgliedrigkeit, ungewissen bodenmechanischen Funktionen der solifluidalen Schichtbildung
sowie der anzunehmenden petrographischen Komplexität einer Separation
Abbildung 39 – Mächtigkeitsfaktor, kombiniert aus Mengen-,
Krümmungs- und Neigungsfaktor zur Beschreibung der relativen Mächtigkeit von Basislagen, mit Grenze des Untersuchungsgebietes und 10m-Isohypsen.
von Basislagen in multiple Schichtpakete nicht in der Lage, diese Problematik aufzugreifen.
Die Tiefenlinien der Täler, also jene Standorte, die von fluviatiler Dynamik geprägt sind,
müssen noch aus dem durch Solifluktion geprägten Prozesssystem entfernt werden. Wie u.a.
65
FRIEDRICH (1996) bemerkt, wird Material welches reliefbedingt eigentlich am Talboden akkumuliert werden müsste, durch Flüsse abtransportiert und geht dem System verloren.
Da dieses Problem jedoch nicht nur für die Modellierung der Basislage auftritt, sondern
alle periglaziären Lagen betrifft, soll dieser Extraktionsschritt erst nach der Ermittlung aller
Faktoren zur Beschreibung quartärer Lagen, gesammelt für alle Schichten erfolgen.
2.5.3. Modellierung der Eigenschaften von allochthon mitbestimmten Lagen
2.5.3.1. Grundgedanken des Modellierungsansatzes
Auch bei dem Versuch der Beschreibung von allochthon mitbestimmten Lagen stehen
zwei wichtige Ziele im Vordergrund. Zum einen soll eine Aussage zum materiellen Aufbau
dieser Lage(n) gemacht, zum anderen der Faktor Mächtigkeit ermittelt werden. Dabei subsumiert die Mächtigkeit mehrere Begriffe. Grundsätzlich muss erst einmal die Präsenz an
sich und das Verbreitungsmuster allochthon mitgebildeter Lagen erfasst werden. Dann erst
kann die Mächtigkeit und im speziellen deren Mehrgliedrigkeit beziffert werden. Wie in
Kapitel 1.1 erläutert, unterteilt man äolisch mitbestimmte Lagen in Mittel- und Hauptlage.
Diese Differenzierung kann sich jedoch erst ab einer gewissen Mächtigkeit im DezimeterBereich ergeben.
Erneut muss ein hochkomplexes Prozessgefüge in ein vereinfachtes Modell überführt
werden, wohlwissend, dass dabei Ungenauigkeiten und Fehler eingebracht werden. Wie bei
der Entstehung von Basislagen kommt auch in diesem Falle der Solifluktion als Mobilisierungs- und Translokationsvorgang eine große Bedeutung zu. Zusätzlich jedoch muss noch
ein weiterer, sedimentliefernder Prozess implementiert werden, der zwar auch stark reliefgesteuert wirkt, z.T. jedoch ganz anderen Reliefparametern folgt. Die äolische Verfrachtung
und Ablagerung von Löss erweitert das bis jetzt bestehende Modell.
Eine quantitative stoffliche Kennzeichnung allochthon mitbestimmter Lagen kann keinesfalls erreicht werden. Das genaue Verhältnis von äolisch eingetragenem und kryoturbatsolifluidal verlagertem Material wird von viel zu komplexen Prozessen bestimmt, als dass
ein deterministisches Modell sie nachzeichnen könnte. Die qualitative Materialzusammensetzung wird in ähnlicher Weise beschrieben, wie dies für die Basislage der Fall ist. Nur
kommt hier noch der Stoffbestand äolischer Sedimente erweiternd hinzu. So kann auf die
bereits gewonnenen Informationen aus Kapitel 2.5.2.2. zurückgegriffen werden
SCHOLTEN (2003) hat für einige Reliefparameter die Korrelation zur Mächtigkeit von
Haupt- und Mittellagen separat vorgelegt. Leider macht er keine Aussagen zur Gesamtmächtigkeit der äolisch mitbestimmten Lagen, obwohl gerade diese Beziehung dem Entste66
hungsprozess sehr nahe kommen würde. Dennoch zeigen vor allem folgende Reliefparameter eine Korrelation mit der Mächtigkeit: Exposition, Oberflächenindex (als Analogon der
Hangkrümmung) und Hangneigung. Dies unterstreicht noch einmal die Relevanz der eingangs erwähnten Prozesse.
Diese Arbeit geht im Folgenden für die Modellierung der Gesamtmächtigkeit allochthon
mitbestimmter Lagen von vier entscheidenden Faktoren aus. Wichtigste Einflussgröße für
die Verteilung von Löss ist die Exposition. Bereits ein Blick auf kleinmaßstäbige geologische
Karten eröffnet einen guten Hinweis darauf. Windabgewandte Standorte (Leelagen) bilden
bevorzugte Akkumulationsbereiche. Auch Hangverflachungen und/oder konkave Hangbereiche führen zur relativen Anreicherung äolischer Substratkomponenten (KLEBER 1992).
Damit auch die Krümmung des Reliefs und der Relieftyp an sich (Hang oder Hochfläche) bzw.
die relative Hangposition eine bedeutende Rolle. Alle diese Faktoren lassen sich aus einem
digitalen Geländemodell generieren bzw. wurden bereits in den vorangegangenen Kapiteln
beschrieben.
Die Kombination der Elemente zu integrativen Faktoren gestaltet sich in diesem Falle
etwas anders. Da die Exposition eine so herausragende Rolle bei der Verteilung äolischer
Sediment spielt, soll sie in einen separaten Faktor überführt werden. Die restlichen Kennwerte (Krümmung, Relieftyp, relative Hangposition) können, auch wegen ihrer Autokorrelation
(vgl. Kapitel 1.2), zu einem einzigen Faktor aggregiert werden.
Somit kann die Gesamtmächtigkeit allochthon mitbestimmter Lagen beschrieben werden. Um jedoch auch Aussagen zur Differenzierung dieser Lagen machen zu können, sind
weitere Anstrengungen nötig.
Geht man genetisch von der Prämisse aus, dass die Hauptlage vornehmlich als denudatives Derivat der Mittellage (und ggf. Basislage) anzusehen ist (vgl. Kapitel 1.1.3.) und demzufolge nicht notwendigerweise neuer äolischer Input in das System erfolgt sein muss (KLEBER 1992),
•
ergeben sich wichtige Schlussfolgerungen für die Modellierung:
Die beste Korrelation mit den oben beschriebenen Faktoren sollte die Gesamtmächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen zeigen.
•
Die Mittellagenmächtigkeit allein lässt sich nicht über das Modell erklären, weil diese
noch überprägt wurde.
•
Die Hauptlagenmächtigkeit lässt sich nicht durch das Modell erklären, weil die Genese
unter anderen Bedingungen stattgefunden hatte.
Die Überprägung der Mittellage erfolgte durch die Hauptlagengenese. Wie KLEBER
(1992) schreibt, besitzt die Hauptlage eine relativ konstante Mächtigkeit, unabhängig von
Reliefeigenschaften. Die Ergebnisse von SCHOLTEN (2003) bestätigen diese Feststellung
(geringe Streuung der Mächtigkeiten, vgl. Tabelle 6). Damit wird eine Modellierung der
67
Hauptlagenmächtigkeit unter Zuhilfenahme von Reliefattributen widersinnig. Die Mächtigkeit der Mittellage kann jedoch nur dann flächenhaft bestimmt werden, wenn man die
Hauptlagenmächtigkeit von der modellierten und interpolierten Gesamtmächtigkeit äolischer Lagen subtrahiert.
Tabelle 6: Deskriptive Statistik der Mächtigkeiten von Hauptlagen in Untersuchungsgebieten Mitteleuropas. Aus
SCHOLTEN (2003).
Untersuchungs-
Anzahl
Minimalwert
Maximalwert
Arithmetisches
Standardabwei-
gebiet
betrachteter
[cm]
[cm]
Mittel [cm]
chung [cm]
Ostharz
Fälle
472
20
70
44
10
Solling
195
25
75
53
9
Es kann also vorerst nur die Gesamtmächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen durch reliefabhängige Faktoren beschrieben werden. Später, bei der Ermittlung der flächenhaften
Gesamtmächtigkeit anhand von approximierten und interpolierten Punktinformationen
(Kapitel 2.6), werden jene essentiellen Informationen generiert, die nötig sind, um die Mächtigkeiten der beiden gesuchten Schichten (Mittel- und Hauptlage) abzuleiten. Abbildung 40
soll noch einmal die Problematik zusammenfassend verdeutlichen.
Abbildung 40 – Flussdiagramm der Verfahrensschritte zur Ableitung der Mächtigkeiten äolisch beeinflusster
Lagen. Eigener Entwurf.
2.5.3.2. Modellierung des Gesamtmächtigkeitsfaktors
Auch in diesem Falle sollen vor der Illustration der Modellumsetzung dessen Prämissen
thesenhaft vorgestellt werden. An der Genese der Lage(n) sind im Wesentlichen drei Prozesse beteiligt, äolischer Stoffeintrag, Kryoturbation und Solifluktion. Das Relief in seiner Ausprägung steuert erheblich die Wirksamkeit dieser Prozesse.
68
Die Exposition eines Standorts relativ zur Haupteintragsrichtung des äolischen Sediments bestimmt in erster Linie die Menge an akkumuliertem allochthonen Material; Leelagen tragen die höchste Menge, Luvlagen die geringste. Untergeordnet beeinflusst die Reliefform (Krümmung) ebenfalls die Akkumulationsmenge; konkave Hangbereiche erhalten
mehr, konvexe weniger äolisches Material. Speziell für das Untersuchungsgebiet Tharandter
Wald soll gelten, dass vor allem Hänge äolisches Sediment tragen. Je deutlicher also der
„Hangcharakter“ eines Standorts ist, desto mehr allochthones Material kann potentiell dort
vorkommen (vgl. Abbildung 41).
Abbildung 41 – Theoretische Bedingungen für die Modellierung der Menge und Verteilung äolischer Sedimentzu-
fuhr. Eigener Entwurf.
Äolisch angeliefertes Sediment wird per Kryoturbation vermischt und durch Solifluktion
der Schwerkraft folgend hangabwärts verlagert. Damit spielen ähnliche Prämissen wie bei
der Modellierung der Basislagenmächtigkeit eine Rolle. Die relative Hangposition (und damit auch das spezifische Einzugsgebiet) eines Standorts entscheidet über die Menge an potentiell zulieferbarem Material. Die standortseigene, proximale Reliefform ist ausschlaggebend für Verteilungsregelhaftigkeiten des solifluidal bewegten Substrats; konkave Reliefformen kennzeichnen Anreicherungsbereiche, konvexe Reliefformen Abreicherungsbereiche.
Die Solifluktion kommt nur innerhalb bestimmter neigungsbedingter Prozessgrenzen vor,
oberhalb derer sie in Sturzdenudation übergeht. Jedoch geht die Mächtigkeit der äolischen
Lage(n) unterhalb der Neigungsuntergrenze nicht gegen Null, sondern wird im Wesentlichen durch die Akkumulationsmenge an äolischem Material bestimmt.
Von diesen Vorgaben geleitet erfolgt die Modellierung der Gesamtmächtigkeit über die
Ermittlung zweier separater Faktoren. Der Exposition als wichtigstes Element soll besondere
Bedeutung zugemessen werden und sie geht daher als einzelner Faktor in die Approximationsrechnung (Kapitel 2.6.) ein. Die Krümmung als Faktor, der äolische Akkumulation und
Solifluktion gleichermaßen beeinflusst, wird zusammen mit der ähnlich wirksamen relativen
(hydrologischen) Hangposition sowie dem „Hangcharakter“ zusammengefasst zu einem
Relieffaktor, der durch einen Neigungsfaktor begrenzt wird.
69
Die Ableitung der Exposition aus dem DGM erzeugt Werte zwischen 0° und 360°, wobei
Minimal- und Maximalwert die gleiche Ausrichtung einer Rasterzelle beschreiben (in nahezu
allen Geoinformationssystemen entsprechen die Werte 0 und 360° der Richtung Nord). Damit steht man vor dem Problem der Diskrepanz zwischen tatsächlicher Reliefeigenschaft und
abgeleitetem Faktor (BARSCH et al. 2000). FRIEDRICH (1996) versucht dieses Problem zu umgehen, indem er a priori eine dominante Hauptwindrichtung vorgibt, die einen Expositionsfaktor von 0 im Luvbereich hervorruft und entsprechend für den Leebereich den Wert 1 erzeugt. Alle Werte zwischen den beiden Extrema werden umlaufend normalisiert. Diese Herangehensweise, vor allem die Festlegung nur einer Hauptwindrichtung ist m. E. problematisch. Die Paläowindverhältnisse, speziell im Gebiet des Tharandter Waldes, sind nicht geklärt. Eine gewisse Tendenz zu westlichen Winden mag bestehen, jedoch erscheint die Präsenz nur einer dominanten Windrichtung unwahrscheinlich. Saisonale Effekte rufen wesentliche Unterschiede in regionalen Windverhältnissen hervor.
Es stellt sich die Frage nach dem direkten Effekt des Zusammenfallens von sehr hohen
und sehr niedrigen Expositionswerten bei ähnlichen Standorten. Um diese zu beantworten,
wurde mithilfe von Testdaten (Mächtigkeiten äolisch mitbestimmter Schichten an Einzelstandorten) ein Vergleich angeführt. Zum einen erfolgte eine Approximation (Cokriging,
siehe auch Kapitel 2.6) mit Expositionswerten des Ausgangs-DGM. Zum anderen wurden
die Expositionswerte um 90° gegen den Urzeigersinn rotiert und die Approximation unter
sonst gleichen Bedingungen durchgeführt. Abbildung 42 zeigt, dass durchaus unterschiedliche Ergebnisse entstehen, wenn die Exposition rotiert wird. Jedoch liegen die maximalen
Abweichungen bei unter 4 cm.
Andere Transformationsmöglichkeiten wie etwa Winkelfunktionen führen ebenso wenig
zum Erfolg. Daher wird im weiteren Verlauf der Arbeit auf die lineare Transformation der
Exposition ( f ( x) = x / 360 ) zurückgegriffen, wohlwissend dass dadurch Artefakte (vgl. Abbildung 42) in das Ergebnis eingearbeitet werden. Die Exposition wird also auf 1 normalisiert. Fehler von ± 4 cm wie sie beim Cokriging entstehen können, werden akzeptiert.
70
Abbildung 42 – Vergleich der Auswirkungen verschiedener Expositionsdatensätze auf das ApproximationsErgebnis.
Der Relieffaktor setzt sich zusammen aus mehreren Einzelkomponenten, von denen
zwei bereits im Rahmen der Basislagenmodellierung ermittelt wurden. Der subjektive
Begriff „Hangcharakter“ als Informationsträger der dritten Komponente kann im einfachsten
Falle durch die Ermittlung der Hangneigung
beschrieben werden. Abbildung 43 zeigt am
Beispiel eines Gebietes im Tharandter Wald
(S-Berg-Gebiet) die Probleme, welche durch
diese Herangehensweise entstehen. Das SBerg-Gebiet wurde ausgewählt, da hier eine
Vielzahl von Relieftypen anzutreffen ist. Es
kann daher als repräsentatives Beispiel für
Abbildung 43 – Ausweisung von Reliefelementen
durch Umklassifizierung der Neigungswerte. Rasterzellen mit mehr als 10° Neigung wurden als Hang
ausgewiesen, alle übrigen als Hochfläche bzw. Talboden.
den Tharandter Wald gelten (vgl. auch Kapitel 2.2.2).
Eine exakte und konsistente Beschreibung
von Talhängen und Hochflächen ist allein
71
durch Umklassifikation der Hangneigung nicht möglich. Auch eine Variation des Schwellenwertes verbessert nichts. Hochflächen können durchaus auch leicht geneigte Bereiche besitzen. Talhänge sind besonders unsicher hinsichtlich Hangfuß und Hangschulter zu beschreiben. Der Übergang vom Oberhang zu einer Hochfläche bzw. der Übergang vom Hangfuß zum Talboden
drückt sich meist in einer allmählichen Abnahme der Hangneigung aus. Treten zusätzlich noch
unterschiedlich intensiv ausgeprägte Talhänge in einem Untersuchungsgebiet auf, so können die
Grenzen nie zufriedenstellend gezogen werden.
Besser erscheint es daher, einen Ansatz zu wählen, der nicht globale (den gesamten Datensatz umfassende) sondern lokale (Ausschnitte des Gesamtdatensatzes) Merkmalsausprägungen zueinander in Beziehung setzt. Damit wird der direkte Zusammenhang von
aneinandergrenzenden Objekten stärker betont, die Konsistenz kontinuierlicher Formenänderungen erhöht sich merklich. Konkret auf diese Arbeit bezogen bedeutet dies, dass über
Nachbarschaftsanalysen von Rasterdaten versucht wird, Reliefelemente zu differenzieren.
DIKAU (1994) nutzt einen ähnlichen Ansatz, der für die Ausweisung ganzer Landschaften
funktioniert, jedoch keine Reliefelemente abzugrenzen vermag.
Reliefelemente zeichnen sich durch eine hohe interne Homogenität hinsichtlich der Ausprägung von Reliefparametern aus. Hochflächen und Talböden besitzen eine gleichmäßig
geringe Neigung sowie eine nahezu konstante absolute Höhe. Talhänge hingegen zeichnen
sich durch einen Gradienten der absoluten Höhe aus. Auch wenn die für mitteleuropäische
Hochflächen typische Flachkuppigkeit (z.B. MEYNEN et al. 1959) eine gewisse Modifikation
von Pixelwerten der absoluten Höhe im DGM verursacht, ist die Homogenität vor allem in
der unmittelbaren Nachbarschaft (proximale Rasterzellen) des betrachteten Standorts sehr
hoch. Gerade diese, auf lokaler Ebene wirksame Eigenschaft ermöglicht es, Reliefelemente
besser zu beschreiben, als dies durch globale Herangehensweisen möglich ist.
Die Umsetzung eines solchen Prinzips lässt sich in Geoinformationssystemen sehr einfach über so genannte statistische Nachbarschaftsanalysen (neighborhood statistics) bewerkstelligen. Dabei wird eine Matrix von n mal m Rasterzellen pixelweise über den Ausgangsdatensatz bewegt. Die in der Matrix erfassten Werte können als Eingangsdaten für verschiedenste statistische Berechnungen (Mittelwert, Minimum, Maximum, Standardabweichung,
Spannweite, etc.) herangezogen werden. Abbildung 44 verdeutlicht am Beispiel einer 3 mal 3
Pixel-Matrix, wie dieses Verfahren schrittweise einen neuen Rasterdatensatz ergibt.
72
Eingangsdatensatz (DGM)
324
326
330
324
323
325
323
325
Rechenoperation der Matrix
330
328
324
327
326
325
326
323
320
319
322
323
323
223
320
316
317
318
316
314
316
315
314
316
312
310
302
320
Xmin
Xmax
R = x max− x min
Ausgabedatensatz (l okale Spannwei te)
R
Abbildung 44 – Schematische Darstellung der digitalen Nachbarschaftsanalyse von Rasterdatensätzen. Eigener
Entwurf.
Die absolute Höhe einer Rasterzelle und jene der sie unmittelbar umgebenden Pixel ist
ein geeigneter Indikator für die Ausweisung von Reliefelementen. Ändert sie sich innerhalb
der n mal m Pixel-Matrix sehr stark, so ist von einem deutlichen Höhengradienten und damit der Präsenz von Hängen auszugehen. Sind die numerischen Unterschiede innerhalb der
Matrix jedoch nur sehr gering, dann kann von quasi ebenen Flächen ausgegangen werden.
Abbildung 45 zeigt die graphische Umsetzung dieser Methode, bezogen auf das
S-Berg-Gebiet. Wie leicht zu erkennen ist, tritt
das Relief in seiner Ausprägung deutlicher
hervor. Die Umklassifizierung führt dennoch
nicht zu akzeptablen Ergebnissen.
Hauptgrund dafür ist, dass durch den
Charakter von Rasterdaten kontinuierliche
(z.B. Hänge) wie auch unstete (z.B. Geländekanten) Reliefelemente in diskrete Zellen zerAbbildung 45 – Ausweisung von Reliefelementen
legt und auf einen Mittelwert der Merk-
durch Umklassifizierung der lokalen Spannweite der
malsausprägung reduziert werden (BARSCH
absoluten Höhe einer 3 mal 3 Pixel-Matrix. Alle Werte,
et al. 2000). Damit kann es zu Artefakten
die über dem Schwellenwert von 6 liegen, wurden als
Hang klassifiziert, alle Werte < 6 als Hochfläche bzw.
kommen, die dann auch das Ergebnis weite-
Talboden.
rer Berechnungen beeinträchtigen.
Um nun diese Mängel zu beseitigen, stehen zwei Möglichkeiten zur Verfügung. Entweder
setzt man die geometrische Auflösung des Geländemodells herab (Abbildung 46 B 1-3) oder
man glättet den Ausgangsdatensatz über einen gleitenden Tiefpassfilter (Abbildung 46 B 4).
Die Wirkung eines abgewandelten DGM auf die Ausprägung der lokalen Spannweite
der absoluten Höhe ist in Abbildung 46 D ersichtlich. Beispielhaft sind die Ausprägungen
der lokalen Spannweiten für einen Profilschnitt durch den Südwest-Hang des S-Bergs dargestellt. Dieser Hang ist durch drei mehr oder weniger deutliche Unstetigkeiten (vgl.
73
Abbildung 46 C, U1-U3) gekennzeichnet.
Offensichtlich ist, dass mit steigender
Rasterweite bzw. bei Glättung der ursprünglichen Werte diese Unstetigkeiten
immer
schwächer
durch
die
lokale
Spannweite der absoluten Höhe repräsentiert werden. Talhänge lassen sich so als
homogene Bereiche ausgliedern.
Die Entscheidung, ob eine Verringerung der geometrischen Auflösung des
DGM oder dessen Glättung verwendet werden sollte, lässt sich ebenfalls aus Abbildung
46 erkennen. Bei großen Rasterweiten werden kleinräumig auftretende Elemente in
ihrer relativen Position falsch abgebildet.
Sowohl
die
Hangunstetigkeiten,
soweit
repräsentiert, als auch der Übergang vom
Hang zur Hochfläche sind durch die (zu)
große Rasterweite des DGM60 falsch positioniert dargestellt. Der Schwellenwert für die
Ausweisung der Übergangsbereiche zwischen Reliefelementen (graue Linien in Abbildung 46 C und D) erzeugt falsche Klassifikationsergebnisse. Dieses Problem tritt
zwar auch beim geglätteten DGM20 auf,
jedoch nicht in solch hohem Maße.
Des Weiteren würde die Verwendung
eines Geländemodells mit geringer geometrischer Auflösung ohnehin die Möglichkeiten einer Reliefanalyse stark einschränken.
Es sollte also vermieden werden, die Genauigkeit durch unnötige Generalisierungsschritte zu verschlechtern. Daher ist die
Wahl des geglätteten DGM20 noch das
„kleinere Übel“, nimmt man doch in einem
solchen Falle nur eine Veränderung der AttAbbildung 46 – Einfluss verschiedener Rasterweiten des
ributwerte in Kauf, wohingegen eine Ver-
Ausgangs-DGM auf die Ausprägung des Isohypsenbildes
größerung der Rasterweite zusätzlich noch
(B) und des Reliefparameters lokale Spannweite der
absoluten Höhe (D). Eigener Entwurf.
74
die geometrische Qualität verschlechtert.
Wie aus Abbildung 46 D bzw. dem Profilschnitt in Abbildung 47 erkennbar wird, beschreibt dieses Klassifikationsergebnis die Reliefelementverbreitung sehr gut. Die Darstellung verdeutlicht noch einmal, dass nur ebene bis sehr schwach geneigte Landschaftsbereiche dem Reliefelement Hochfläche/Talboden zugeordnet werden.
Diese ausführliche Darlegung der Ermittlung des Parameters Hangcharakter (lokale
Spannweite der absoluten Höhe) und Beschreibung der Kontrolle war notwendig, um die
Nachvollziehbarkeit zu gewährleisten. Außerdem könnte diese Methodik gute Ansätze liefern für eine generelle Reliefklassifikation, die jedoch nicht zentrales Thema dieser Arbeit ist.
Abbildung 47 – Fünffach überhöhte Darstellungen des S-Berg-Gebietes. Der Profilschnitt zeigt die Reliefklassifikation. Die perspektivische Darstellung zeigt im unteren Bereich ist das höhenfarbcodierte DGM20, im oberen Teil die
umklassifizierten lokalen Spannweiten der absoluten Höhe. Eigener Entwurf.
Der Hangcharakter wird für die weitere Verwendung zur Kennzeichnung der Mächtigkeiten äolisch mitbestimmter Lagen auf Werte zwischen 0 und 1 normalisiert. Krümmungsfaktor und Mengenfaktor lassen sich direkt aus der Modellierung der Basislagenmächtigkeit
übernehmen. Der bestehende Neigungsfaktor kann hinsichtlich der oberen Grenze beibehalten werden (vgl. Abbildung 37, rechter Funktionsteil), die untere Grenze hingegen entfällt.
Über den Faktor Hangcharakter wird die Neigung bereits bewertet. Die Kombination der
drei Komponenten erfolgt in ähnlicher Weise wie in Kapitel 2.5.2.3.
Mächtigkeitsfaktor =
( Hangcharakter + Mengenfaktor + Krümmungsfaktor)
• Neigungsfaktor
3
75
Damit steht der integrale Faktor für
die Approximation bereit (Abbildung 48).
Erneut fallen die bereits mehrfach erwähnten Mängel im DGM auf. Die Prämissen
des Modells prägen sich deutlich durch.
Oberhänge zeigen kleinere Werte als Unterhänge, konvexe Hangbereiche bedingen
ebenso kleinere Werte als konkave. Über
35° geneigte Hanglagen erzwingen den
Faktor Null. Stark geneigte Hänge bewirAbbildung 48 – Mächtigkeitsfaktor, kombiniert aus Hangcharakter-, Mengen-, Krümmungs- und Neigungsfaktor zur Beschreibung der relativen Mächtigkeit äolisch mitbestimmter
Lagen, mit Grenze des Untersuchungsgebietes und 10mIsohypsen.
ken
höhere
Mächtigkeitsfaktoren
als
schwach geneigte. Somit werden die Modellvorgaben durch die Faktorkombination
umgesetzt.
2.5.3.3. Modellierung der stofflichen Zusammensetzung
Die stoffliche Zusammensetzung äolisch mitgebildeter Lagen wird bestimmt von (par-)
autochthonen und allochthonen Sedimentquellen. Erstere wurden bereits in Kapitel 2.5.2
dargestellt und in das Modell überführt. Die äolische Zufuhr von Sediment und dessen
quantitative Kennzeichnung ist ungleich schwieriger beschreibbar. Allein schon für reine
Lösse ist eine deutliche mineralogische Inhomogenität typisch. Räumliche und stratigraphische Unterschiede in der Sedimentzusammensetzung machen eine pauschale Beschreibung
von Löss nahezu unmöglich. Zudem ändern sich die mineralogischen Eigenschaften mit dem
betrachteten Korngrößenintervall (THALHEIM 1988, MÜLLER 1959).
Exakte Aussagen zur quantitativen Zusammensetzung von Mittel- und Hauptlagen sind
also nicht möglich. Wie THALHEIM & FIEDLER (1990a) bemerken, ist ein hoher analytischer
Aufwand nötig (u.a. korngrößensepararte Mineralanalytik), um überhaupt sichere Anzeichen für äolischen Einfluss in Hangsedimenten zu konstatieren. Der Anteil an Fremdmaterial lässt sich also nicht über ein stark vereinfachendes Modell beschreiben. Deshalb kann der
bereits modellierte Stoffbestand solifuidal bewegten Materials lediglich um die typische Zusammensetzung äolischer Sedimente erweitert werden.
In den vorangegangenen Kapiteln wurde dargelegt, wie modellhaft Informationen zum
stofflichen Aufbau und zur Mächtigkeit quartärer Lagen ermittelt werden können. Um die
Datensätze noch von letzten Fehlern zu bereinigen, müssen Bereiche entfernt werden, die
von holozänen Ablagerungen bedeckt sind. Diese gehören nicht dem periglazialen Prozessmilieu an, wurden also später noch einmal überprägt und können deshalb nicht im Modell
berücksichtigt werden.
76
Als Ergebnis steht ein Vektordatensatz mit Angaben zur stofflichen Zusammensetzung
des (periglazial überprägten) Untersuchungsgebietes sowie mehrere Rasterdatensätze, welche die Steuerungsfunktion des Reliefs über normierte Faktoren beschreiben. Um aus diesen
Metainformationen flächenhafte Mächtigkeitsangaben abzuleiten, sind Approximationsmethoden nötig, die im folgenden Kapitel vorgestellt werden sollen.
77
2.6. Statistische Verfahren
Im Folgenden sind Methoden beschrieben, mit denen die punktuellen Informationen zur
Mächtigkeit quartärer Lagen im Untersuchungsgebiet zu einem flächenhaften Datensatz
interpoliert werden können.
2.6.1. Interpolation der Hauptlagenmächtigkeit
Da die Hauptlagenmächtigkeit nur geringen Schwankungen unterworfen ist und dabei
kaum Korrelationen mit dem Relief zeigt, soll hier eine entfernungsgewichtete Interpolationsmethode zum Einsatz kommen.
Dazu werden die im Feld erhobenen Daten (sowohl Schürfe als auch Bohrstockprofile) in
einen Vektordatensatz überführt, der Angaben zur Verortung (X, Y) und Mächtigkeitsausprägung (Z) hat. In einem GIS (hier Arc GIS mit der Erweiterung Geostatistical Analyst) stehen verschiedene Interpolationsverfahren speziell für Geodaten zur Verfügung. Die inverse
distance weighted Interpolation ist u.a. bei BURROUGH & MCDONNEL (1998) beschrieben. Die
Attribute der Punktdaten gehen entsprechend ihrer Entfernung gewichtet in die Interpolationsrechnung ein. Eine Erkennung und Modellierung der Datenstruktur erfolgt nicht. Über
einen Wichtungsfaktor kann der Einfluss der Entfernung gesteuert werden. In dieser Arbeit
sollen Extremwerte als sehr lokale Phänomene betrachtet werden. Deshalb wird der Wichtungsfaktor hoch (2.0) angesetzt. Damit ist ein Extremwert nur in seiner unmittelbaren Umgebung von Bedeutung.
2.6.2. Approximation der Lageneigenschaften
Anders als bei der Interpolation der Hauptlagenmächtigkeit kann bei Basislagen und
äolisch mitbestimmten Lagen (Mittel- und Hauptlage zusammen) auf die steuernde Funktion des Reliefs zurückgegriffen werden. Es erfolgt also eine Approximation, ein Erkennen
und Beschreiben der Struktur der Daten. Dies kann auf zwei Arten erfolgen, deterministisch
und stochastisch. Die erste Variante wird realisiert über nichtlineare Regression, die zweite
über Cokriging.
2.6.2.1. Regression
Die Regressionsanalyse versucht, einen bestehenden Zusammenhang zwischen Daten
funktional zu beschreiben (SCHÖNWIESE 2000). Unter der Voraussetzung einer universellen
Gültigkeit der Regressionsfunktion können dann Werte errechnet und somit flächenhaft interpoliert werden.
78
Als Eingangdaten werden dazu die gemessenen Lagenmächtigkeiten der Einzelstandorte (Wirkungsgröße) benötigt. Außerdem ist ein flächenhafter Datensatz von die Lagenmächtigkeit steuernden Reliefparametern (Einflussgrößen) Voraussetzung. Diese wurden ausführlich in Kapitel 2.5 diskutiert.
Von jedem Standort werden reell gemessene und modellierte Werte in einem Streudiagramm gegeneinander geplottet. Danach kann durch die entstehende Punktwolke eine
Funktion gelegt werden, die den Zusammenhang der Daten bestmöglich beschreibt (Methode des kleinsten quadratischen Fehlers).
Im Falle der Basislage kann der Mächtigkeitsfaktor direkt übernommen werden. Schwieriger gestaltet sich der Fall bei den äolisch mitbestimmten Lagen. Hier bestehen zwei separate Relieffaktoren, der Expositionsfaktor und der Relieffaktor. Diese müssten zu einem Faktor
zusammengefasst werden. Erneut taucht hierbei das Problem des Richtungscharakters der
Exposition auf (vgl. Kapitel 2.5.3.2). Es ist nicht möglich, die umlaufende Werteverteilung in
ein lineares Niveau zu transformieren. Noch dazu wäre die Vorgabe einer Hauptwindrichtung erforderlich. Eine Kombination von Expositionsfaktor und Relieffaktor ist daher nicht
möglich, die Durchführung einer Regressionsanalyse folglich ebensowenig.
Somit ist die Regressionsanalyse und Ableitung einer Funktion zur Interpolation von
Lagenmächtigkeiten auf Grundlage von Reliefsteuerungsattributen von vornherein nur für
die Basislage möglich. Notwendig ist weiterhin eine ausreichende Anzahl an Profilen mit
durchteufter Basislage. Im gesamten TUG Buchhübel finden sich jedoch nur elf Schürfe von
ausreichender Dimension. Auch bei diesen kann nicht immer mit Sicherheit die Basislage
vom unverlagerten Anstehenden differenziert werden bzw. reicht die Teufe nicht aus, um
die Basislage zu durchstoßen. Eine Approximierung ist deshalb mit sehr großen Unsicherheiten behaftet.
2.6.2.2. Cokriging
Cokriging ist eine stochastische Methode zur Approximation von Datenverteilungen.
Dabei werden bestehende Zusammenhänge zwischen Daten genutzt, um das Ergebnis zu
verbessern. WACKERNAGEL (1995) beschreibt ausführlich Grundlagen, wichtige Komponenten und Parameter, die für eine Approximation von Geodaten nötig sind. KRIVORUCHKO
(o.J.) erläutert die Umsetzung des Cokriging im Geoinformationssystem Arc GIS.
Die Daten bedürfen einer Vorbehandlung. Die reell gemessenen Lagenmächtigkeiten
werden, analog der Hauptlageninterpolation, in einen Vektordatensatz überführt. Die modellierten Faktoren (Mächtigkeitsfaktor der Basislage, Relieffaktor und Expositionsfaktor der
äolisch mitbestimmten Lagen) müssen vom Raster- ebenfalls in das Vektorformat transformiert werden.
Nicht alle Profildaten können in die Rechnung eingehen. Als Eingangsinformationen für
die Approximation der Eigenschaften äolisch mitbestimmter Lagen können nur Profile ge79
nutzt werden, die die Basislage zumindest erreichen. Damit ist sichergestellt, dass die
allochthone(n) Lage(n) in ihrer Gesamtmächtigkeit richtig gekennzeichnet ist (sind).
Nun kann die lagenweise Berechnung erfolgen. Dabei werden Trends in den Daten beachtet. Die Ermittlung des analytischen Semivariogramms und die Anpassung des empirischen Semivariogramms stellt eine subjektive Entscheidung dar. Da die Autokorrelation der
Daten mit der Entfernung nicht infinit abnimmt, wird ein sphärisches Modell verwendet. Die
Lag-Größe und Lag-Anzahl werden dahingehend optimiert, dass zum einen ausreichend
Daten im Binning repräsentiert sind und zum anderen die Autokorrelation gut nachgebildet
wird. Suchradius und Suchfensterform werden so gewählt, dass stets ausreichend Profilstandorte in die Berechnung eingehen können.
2.6.3. Validierung und Kontrollmechanismen
Als Kontrollinstrument für Interpolationen bietet Arc GIS die Kreuzvalidierung an. Dabei wird die Interpolation der Eingangsdaten mehrfach durchgeführt und jeweils ein Eingangswert nicht mit in die Rechnung einbezogen. Ein Vergleich der reellen Werte mit deren
interpolierten Gegenstücken erlaubt die Abschätzung der Güte des Modells. Diese Methode
ist auf alle Interpolationsverfahren anwendbar.
Zusätzlich bietet das Cokriging die Möglichkeit einer erweiterten Fehlerbeschreibung. Es
bestehen Angaben zu folgenden Punkten:
•
mittlerer Vorhersagefehler
•
Wurzel des mittleren quadratischen Fehlers – RMS
•
durchschnittlicher Standardfehler
•
mittlerer Vorhersagefehler standardisiert
•
RMS standardisiert
Weiterhin stehen graphische Darstellungen zur Verfügung, die die Raumbezogenheit
der Daten beschreiben. Es können folgende Fehlerwerte diesbezüglich ausgewertet werden:
•
Vorhersage und deren Abweichung von der Regressionsgeraden
•
Fehlermaß in Bezug zur gemessenen Mächtigkeit
•
standardisiertes Fehlermaß in Bezug zur gemessenen Mächtigkeit
Damit ist eine Charakterisierung der Interpolationsverfahren in ausreichender und
nachvollziehbarer Form gewährleistet.
80
3. Vorstellung und Diskussion der Ergebnisse
3.1. Ergebnisse der aufgenommenen Profile
3.1.1. Bodentypen
Aus der Ansprache der Schürfe und den Bohrstocksondierungen wurden Bodentypen
abgeleitet. Im TUG Buchhübel treten drei Bodentypen (i. S. v. AG BODEN 2005) auf (vgl. Abbildung 49). Am Oberhang und im Topbereich des Buchhübels dominieren Braunerden mit
der Horizontabfolge Ah/Bv/Cv. Die Mächtigkeit des Mineralbodens nimmt vom Oberhang
zum Mittelhang hin zu, ebenso von konvexen zu konkaven Hangbereichen.
Abbildung 49 – Verbreitung der Bodentypen im Teiluntersuchungsgebiet Buchhübel.
81
Erst im Mittelhang setzen Pseudogleye ein (Horizontabfolge Ah/Sw/Sd/Cv). Die Abgrenzung der wasserführenden (Sw) von den wasserstauenden (Sd) Horizonten ist, speziell
bei den Bohrstocksondierungen, nicht immer genau möglich. Ungenauigkeiten der Mächtigkeit im Bereich von einigen Zentimetern müssen hingenommen werden.
Parabraunerden (Horizontabfolge Ah/Al/Bt/Cv) konnten nur in zwei Profilen (Schürfe)
erkannt werden. Der Nachweis der Lessivierung lässt sich bei der Bohrstocksondierung nicht
immer anhand von Toncutanen im Bt-Horizont führen. Durch die mechanische Krafteinwirkung beim Einrammen des Bohrstockes werden diese Bildungen teilweise zerstört.
Oftmals treten auch Übergangsformen zwischen Parabraunerden und Pseudogleyen auf.
Diese genetisch in Verbindung stehenden Bildungen wurden dann dem dominanteren und
den rezenten Umweltbedingungen entsprechenden Bodentyp zugeordnet. Eine Kombination
von Horizontbezeichnungen (Al-Sw, Bt-Sd) erfolgt nicht. Der Bodentyp Parabraunerde kann
deshalb unterrepräsentiert sein.
Generell fällt auf, dass der humose Oberboden (Ah-Horizont) nur sehr selten Mächtigkeiten über 10 cm erreicht. Der Mittelwert liegt bei 8,1 cm (Maximalwert 16 cm, Minimalwert
4 cm).
3.1.2. Quartäre Lagen
Die Ermittlung der Zusammensetzung des quartären Schichtkomplexes in den Aufschlüssen stellt ein zentrales Ziel der Arbeit dar. Abbildung 50 zeigt die Lagenkonfiguration
der untersuchten Standorte.
Es kommen sowohl Zweischichttypen (18-mal) als auch Dreischichttypen (22-mal) vor.
Die Lagenanordnung zeigt optisch eine deutliche Bindung an das Relief. Im Topbereich des
Buchhübels finden sich bevorzugt Zweischichtprofile (Hauptlage über Basislage). Diese gehen hangabwärts langsam über in Dreischichttypen. Konkave Hangbereiche tragen viel häufiger Haupt- und Mittellagen als Hangrücken. In Hangdellen zieht die Mittellage auch viel
weiter in den Oberhangbereich hinein als in konvexen Reliefformen. Dies kommt nicht zuletzt in der Lösslehmzunge am nördlichen Rand des Teiluntersuchungsgebietes zum Ausdruck. Auch diese liegt in einer breiteren Hangdelle.
Leider kann durch die Bohrstockbeprobung nur der oberste Meter des oberflächennahen
Untergrundes erreicht werden. So wird vor allem bei mächtigen allochthon mitbestimmten
Lagen deren tatsächliche vertikale Ausdehnung maskiert. Einen besseren Einblick liefern die
spärlich vorhandenen Schürfe. Dort wird deutlich, wie mächtig die Basislage (150 cm) werden kann. Aber auch die äolisch mitbestimmten Lagen (im NW des Kartenausschnittes)
können mit Werten um 120 cm für dieses Gebiet sehr mächtig ausgebildet sein.
82
Abbildung 50 – Konfiguration der quartären Lagen im Teiluntersuchungsgebiet Buchhübel.
In Tabelle 7 sind einige statistische Kennwerte der untersuchten Profile zusammengefasst. Die gemessenen Hauptlagenmächtigkeiten streuen mit einer Standardabweichung von
ca. 6 cm sehr wenig um die mittlere Mächtigkeit von 46 cm (vgl. AG BODEN 2005). Die Abweichungen der Mittellagenmächtigkeiten hingegen sind größer. Ein Sachverhalt, der bereits
mit einem Blick auf Abbildung 50 deutlich wird. Entsprechend steigen Mittelwert wie Standardabweichung an, wenn beide Lagen kombiniert betrachtet werden. Die meiste Variabilität in der Mächtigkeit zeigt die Basislage. Spannweite und Standardabweichung erreichen
die höchsten Werte aller Lagen überhaupt. Dabei gilt jedoch stets zu beachten, dass sowohl
bei den Bohrstockprofilen als auch den Schürfen nie mit Sicherheit die tatsächliche Mächtigkeit dieser Lage bestimmt werden konnte. Die deskriptive Statistik besitzt in diesem Falle
kaum Aussagekraft.
Tabelle 7 – Deskriptive Statistik zu den Lagenmächtigkeiten [cm] der untersuchten Profile.
Lage (Anzahl der Profile)
Minimalwert
Maximalwert
Mittelwert
Standardabweichung
Hauptlage (40)
36
61
46,62
5,94
Mittellage (22)
20
80
41,50
15,49
Haupt- und Mittellage (40)
38
126
69,45
22,86
6
150
46,68
30,83
Basislage (31)
83
3.2. Ergebnisse der Gesteinsuntersuchungen
3.2.1. Makroskopische und Mikroskopische Eigenschaften
Die in der Literatur beschriebenen
Gesteinseigenschaften stimmen im Wesentlichen mit denen der im Gelände
entnommenen Probestücken überein.
Der Pläner-Sandstein (Abbildungen 51
und 52) tritt als ein klastisches, feinsandiges Material mit tonig-schluffigem
Bindemittel auf. Farben von hellbraun
bis gelblich, z.T. auch hellgrau fleckig
kommen vor. Das beprobte Gestein ist
sowohl fest (Probe G-L05b) als auch
Abbildung 51 – Gesteinsprobe G-L05a (Pläner-Sandstein).
stark angewittert und leicht abreibbar
(Probe G-L05a). Makroskopisch lassen
sich am frischen Bruch Quarzkörner
(z.T. von Oxidkrusten umhüllt) und
auffällig glänzende Glimmerflitterchen
erkennen.
Der Blick unter das Mikroskop offenbart eine bessere Sicht auf die mineralogische
Zusammensetzung.
Wie
Abbildung 53 zeigt, kann der Glimmeranteil (Muskovit) sehr hoch sein. Dies
Abbildung 52 – Gesteinsprobe G-L05b (Pläner-Sandstein).
deutet sich immer durch einen intensiven Glanz der Probe an. Doch auch
dunkle Glimmeranteile können ebenso
wie dunkle, feinkristalline Krusten auftreten und dem Gestein dadurch einen
typischen Charakter verleihen.
Der am Südhang des Landbergs
ausstreichende Quadersandstein wurde
nicht beprobt, da kein Lesestein gefunden werden konnte. Die kretazischen
Quarzgerölle (Abbildung 54) lassen
sich anhand ihres Gefüges als Bildungen
Abbildung 53 – Mikroskopisch sichtbare Gefügeformen des
Pläner-Sandsteins.
84
mit wenigen mm-großen Quarzkiesen
Abbildung 54 – Gesteinsprobe G-L04 (kretazische Quarzgerölle).
Abbildung 55 – Gesteinsprobe G-L06a (quarzarmer Rhyolith).
Abbildung 56 – Gesteinsprobe G-L06b (quarzarmer Rhyolith).
85
in einer dichten Matrix beschreiben. Das
klastische Material ist durch kieseliges
Bindemittel sehr stark verfestigt, so dass
die Quarzgerölle nur oberflächlich Verwitterungsspuren zeigen und dann eine
monoton graue Farbe besitzen. Auf eine
mikroskopische Kennzeichnung wurde
verzichtet, weil nicht davon auszugehen
ist, dass die kieselige Grundmasse dadurch noch näher zu kennzeichnen ist.
Die als Knollensteine (LENTSCHIG
1962) bezeichneten kieselig verkitteten
Quarzsande am Nordhang des Landbergs besitzen ganz ähnliche Eigenschaften wie die gerade beschriebenen
Quarzgerölle, sind jedoch jünger (Oligozän-Miozän).
Als flächenmäßig weit verbreitetes
Gestein wurden dem quarzarmen Rhyolith zwei Proben entnommen (Abbildung 55 und 56). Deren Gefüge ist kristallin-porphyrisch. Die ein bis acht mm
großen Einsprenglinge bestehen aus
hellgrauen oder rötlichen Feldspäten.
Der Gesteinsverband ist stets fest und
bricht beim Anschlagen nur entlang
bestehender Kluftflächen.
Probe G-L06a zeigt eine insgesamt
hellgraue Farbe und ist durchsetzt von
rostfarbenen Schlieren und Streifen. Damit unterscheidet sie sich deutlich von
Probe G-L06b, die rotgraue Farbtöne besitzt. Ob mit der unterschiedlichen Farbgebung auch ein anderer Mineralbestand
einhergeht, kann allein durch die optische Betrachtung nicht geklärt werden.
Die mikroskopische Betrachtung
beider Gesteine liefert keine weiteren
Informationen. Die feinkristalline Grundmasse kann nicht optisch aufgelöst werden. Die Einsprenglinge in Probe G-L06b
zeigen mitunter eine Zonierung, welche
bereits makroskopisch auszumachen ist.
Der normale Rhyolith (nach SAUER
& BECK 1891) des Landberggebietes unterscheidet sich deutlich von den gerade
beschriebenen Gesteinen (vgl. Abbildung 57). Makroskopisch sind zwei bis
acht mm große Quarz- und Feldspateinsprenglinge zu erkennen. Die kristalline Matrix zeigt zudem eine Fluidaltextur.
Der Augit-Nephelinit des Landbergs
Abbildung 57 – Gesteinsprobe G-L07 (normaler Rhyolith).
wurde dreimal beprobt, wobei sich die
Probennahme an morphologischen Eigenschaften orientierte. In Abbildung 58
ist mit Probe G-L01a ein feinkörniges
kristallines Gestein mit wenigen mmgroßen Einsprenglingen zu sehen. Das
Material ist dicht bis feinporig blasig und
zeigt am frischen Bruch ein grobkörniges
fleckiges Erscheinungsbild mit Farben
von
dunkelgrau
bis
schwarz.
Die
Einsprenglinge können jedoch (auch
unter dem Mikroskop) nicht genauer
Abbildung 58 – Gesteinsprobe G-L01a (Augit-Nephelinit).
beschrieben werden. Das Gestein insgesamt ist sehr fest und mit dem Hammer
schwer bearbeitbar.
Im Gegensatz dazu erscheint Probe
G-L01b (Abbildung 59) am frischen
Bruch eher blasig ohne deutliche Farbvariationen. Einsprenglinge sind nicht
zu erkennen.
Die dritte beprobte Gesteinsvarietät
(G-L01c, Abbildung 60) unterscheidet
sich deutlich von den vorherigen beiden
durch sein feinkörniges, dichtes Gefüge
Abbildung 59 – Gesteinsprobe G-L01b (Augit-Nephelinit).
ohne jegliche Hohlräume und Blasen.
Die wenigen Einsprenglinge (Olivin
und melanokrate Minerale) erreichen bis
1 cm Größe. Die Farbe des Gesteins ist
einheitlich dunkelgrau und wird nur von
einigen weißlichen Schlieren durchzogen.
86
Auch die dritte Ausbildungsform besitzt einen sehr festen Kornverband
und lässt sich kaum nennenswert mit
dem Geologenhammer bearbeiten.
Unter dem Mikroskop treten die
Olivineinsprenglinge
deutlich
hervor
und lassen so kaum Zweifel an ihrer
Einordnung als solche. Die übrigen melanokraten
Minerale
können
jedoch
nicht weiter anhand ihrer Spaltwinkel
charakterisiert werden. Weiteren AufAbbildung 60 – Gesteinsprobe G-L01c (Augit-Nephelinit).
schluss kann somit nur die röntgenographische Analyse geben. Im verwitterten Zustand (Abbildung 61) zeigen
kleinere Basaltoidfragmente einen Rostsaum von wenigen µm Breite. Meist
sind nur die melanokraten Bestandteile
noch erhalten. Der Rest der Matrix besteht aus grünlich-schwarzem tonigen
Zersatz.
Die gewonnenen Lösslehmproben
(G-L10) zeichnen sich als Lockergesteine
aus. Das Gefüge erscheint klastisch feinsandig bis schluffig. Unter dem Mikro-
Abbildung 61 – Verwitterte Basaltoidknolle.
skop sind fast nur Quarze verschiedener
Morphologie auszumachen, Feldspäte
treten sehr selten auf. Die Glimmer werden
nahezu
ausschließlich
durch
Muskovit repräsentiert.
Als flächenmäßig kaum bedeutendes Gestein soll als letztes der Phyllit
vorgestellt werden (Abbildung 62). Er
unterscheidet sich von allen anderen
Gesteinen durch seine schiefrige bis
plattige Textur. Die feinkörnige kristalAbbildung 62 – Gesteinsprobe G-L09 (Phyllit mit Quarzlinsen).
line
Struktur
wird
von
Quarzeinlagerungen
größeren
durchbrochen.
Der Phyllit zeigt einen seidenmatten
Glanz. Das monotone Grau wird von
melanokraten
Schlieren
und
hellen
Quarzaugen durchzogen. Das Material
87
lässt sich mit der Hand in Tafeln und Bruchstücken ablösen. Der Mineralbestand kann, abgesehen von Quarz, nicht weiter bestimmt werden.
Einige Eigenschaften der im Untersuchungsgebiet anstehenden Gesteine konnten nicht
eindeutig geklärt werden. Vor allem mineralogisch besteht vielfach Unklarheit. Deshalb sollen die beprobten Gesteine im folgenden Kapitel anhand röntgendiffraktometrischer Ergebnisse näher charakterisiert werden.
3.2.2. Röntgendiffraktometrie
Nachfolgend werden einige der bereits optisch beschriebenen Gesteine entsprechend ihrer
flächenhaften Bedeutung weiterführend dargestellt. Dabei wird vor allem auf die mineralogische
Zusammensetzung eingegangen. Die Röntgendiffraktogramme der untersuchten Proben sind in
Anlage 3 zu finden. Tabelle 8 enthält eine Übersicht der Ergebnisse.
Es bleibt dabei zu bemerken, dass für einige Minerale nicht mit völliger Sicherheit die genaue Art angegeben werden kann. Vor allem bei der Feldspat- und Glimmergruppe treten solche Probleme auf. Durch die häufig hohe Intensität des Quarzsignals sind die restlichen Muster
in ihrer Deutlichkeit herabgesetzt. Es ist also nicht auszuschließen, dass auch andere Vertreter
von Mineralgruppen in einer Probe enthalten sind. Ohnehin können bei der hier verwendeten
Methodik nur die Endglieder der Substitutionsreihen idealisiert angegeben werden, Zwischenglieder (z.B. Sanidin oder Mikroklin bei der Feldspatgruppe) werden nicht berücksichtigt.
Orthoklas
Albit
Nephelin
Olivin
Haematit
Kaolinit
Illit/Muskovit
Chlorit
Nicht zugeordnete
Peaks [Å]
G-L01a
Basaltoid1
-
-
-
**
***
**
**
-
-
-
-
3.2
-
-
-
-
***
**
**
-
-
-
-
G-L01b
G-L01c
Basaltoid1
Basaltoid1
G-L05a
Pläner Sst
G-L06a
Rhyolith qz-arm
G-L06b
G-L07a
G-L09
Augit
Gestein
Anorthit
Probe
Quarz
Tabelle 8 – Übersicht der Ergebnisse der röntgenographischen Analyse der Gesteinsproben.
-
-
-
**
***
**
**
-
**
-
-
***
*
-
-
-
-
-
-
*
*
-
Rhyolith qz-arm
***
**
-
**
-
-
-
-
**
*
-
***
**
**
**
-
-
-
-
-
-
-
Rhyolith normal
***
**
**
*
-
-
-
-
*
*
-
***
-
-
-
-
-
-
-
-
**
**
Phyllit
2
Lösslehm
G-L10
***
- nicht vorhanden
* undeutliches Signal
**
**
**
** deutliches Signal
*** dominierendes Signal
4.7
1 Analcim nachgewiesen
2 Paragonit nachgewiesen
Für den Pläner-Sandstein wurde Probe G-L05a als für das Teiluntersuchungsgebiet Buchhübel repräsentativer erachtet und als Pulverpräparat untersucht. Es finden sich die Muster der
Minerale Quarz, Orthoklas, sowie Glimmer und Kaolinit. Eine Differenzierung des Glimmerminerals (z.B. in Muskovit, Illit oder Glaukonit) ist wie erwähnt nicht möglich. Im Diffraktogramm
kann einem Peak bei 4.69 Å keine Mineralphase zugeordnet werden. Einzig Chlorite mit einem
88
00l-Peak bei 4.71 Å kommen in Frage. Allerdings finden sich keinerlei weitere Anzeichen für
diese Minerale. Die dunklen Minerale, wie sie in Abbildung 53 zu sehen sind, prägen sich im
Diffraktogramm nicht durch.
Vom quarzarmen Rhyolith wurden beide Proben untersucht, weil sich in G-L06a makroskopisch Anzeichen für eine Verwitterungsbildung finden lassen. In der Tat zeigt das Röntgenpulverdiffraktogramm deutlich das Vorhandensein von Kaolinit. Außerdem kommt Quarz mit hoher Deutlichkeit sowie die Feldspäte Orthoklas und Anorthit vor. Ein Peak um 10.06 Å deutet
stark auf die Präsenz eines Vertreters der Glimmergruppe hin.
Ein etwas anderes Bild zeigt Probe G-L06b. Wiederum ist es der Quarz, der die dominantesten Signale erzeugt. Zusätzlich treten alle drei Endglieder der Feldspatmischungsreihe auf: Orthoklas, Albit und Anorthit. Anzeichen für Tonminerale sind nicht evident.
Der normale Rhyolith (nach SAUER & BECK 1891) setzt sich nahezu identisch zusammen wie
der unverwitterte quarzarme Rhyolith. Quarz, Orthoklas, Albit und Anorthit stellen den Mineralbestand des Gesteins. Undeutliche Anzeichen für eine Kaolinitpräsenz und ein sehr schwaches Signal der Glimmergruppe vervollständigen das Diffraktogramm. Allerdings muss die
Anwesenheit der letztgenannten Mineralphasen als spekulativ gelten.
Als am intensivsten beprobtes Gestein existieren vom Basaltoid des Landbergs drei Röntgendiffraktogramme. Danach enthalten die Proben Olivin, Augit, Anorthit, Nephelin und Analcim. Zusätzlich enthält G-L01c noch Kaolinit. Die makroskopische Differenzierung äußert sich
röntgenographisch nicht. Die von LENTSCHIG (1962) über chemische Analysen beschriebenen
Minerale Magnetit, Titanaugit, Serpentin, Aragonit, Desmin und Siderit konnten weder bestätigt
noch widerlegt werden. Im Diffraktogramm kommt es zu Überlagerungen von Signalen. So verschwinden z.B. die Peaks von Siderit, Serpentin oder Magnetit völlig in den Mustern von Augit
und Nephelin.
Das Lösslehmmaterial besteht aus Quarz, Feldspat (hauptsächlich Anorthit), Kaolinit und
Glimmer. Im Diffraktogramm ist zwar nur der Anorthit ausgewiesen, dennoch ist mit Orthoklas
zu rechnen, der allerdings wegen des undeutlichen Signals nicht eingetragen ist. Damit entspricht das Material der typischen mineralogischen Zusammensetzung von Lössen dieser Region (vgl. z.B. LIEBEROTH 1964, THALHEIM 1988, MÜLLER 1959).
Der Phyllit enthält Quarz, sowie die Dreischichtsilikate Muskovit und Paragonit. Quarz
zeigt dabei die stärksten Röntgenreflexe, was die auch makroskopisch häufigen Quarzlinsen
widerspiegelt. Nicht röntgenographisch untersucht wurden die sehr quarzreichen Materialien
(Knollensteine und kretazische Gerölle).
89
3.3. Ergebnisse der Substratuntersuchungen
Nachdem die Ausgangsgesteine petrographisch und mineralogisch beschrieben sind,
widmet sich die Arbeit jetzt der Vorstellung der Eigenschaften jener Substrate, die diesen
Gesteinen und allochthonen Komponenten entstammen. In Abbildung 63 sind alle beprobten
Standorte im TUG Buchhübel eingetragen. Diese sollten bei der Beschreibung der Untersuchungsergebnisse stets mit bedacht werden.
Abbildung 63 – Lage der beprobten Standorte im TUG Buchhübel mit dazugehöriger Untersuchungsstrategie.
3.3.1. Mikroskopische Eigenschaften
Die mikroskopisch bestimmten Eigenschaften und Parameter aller untersuchten Proben
sind in Anlage 5 tabellarisch zusammengefasst. Anlage 6 beinhaltet Fotos, die beispielhaft
typische Eigenschaften von Substratproben zeigen. Im Folgenden sollen einige wichtige
Merkmale und Zusammenhänge zwischen den Daten vorgestellt werden, um einen gewissen Überblick zu geben. Neben Gesteinsfragmenten und Mineralkomponenten sind auch
einige Besonderheiten mikroskopisch untersucht worden. Vor allem ausgewählte optische
Eigenschaften der Quarze im Sediment wurden eingehender analysiert. Manche Proben enthalten schwarze Hohlkugeln von ca. 0.5 mm Durchmesser, die aus Quarzkörnern bestehen
90
und von dunklen Belägen zusammengehalten werden. Auch Konkretionen und farbige Beläge wurden beschrieben. Holzkohlestückchen fanden als Indikator für anthropogene Überprägungen (vgl. Kapitel 1.4) Eingang in den Merkmalskatalog. So kann schließlich eine erweiterte Substratbeschreibung erstellt werden.
In Abbildung 64 und Tabelle 9 sind statistische Angaben zu finden, mittels derer ein Zusammenhang zwischen Substrateigenschaften, quartären Lagen und dem an einem Standort
anstehenden Gestein hergestellt werden soll.
100
90
80
Proben aufBasaltoid
Basalt (6)
(6)
Proben auf Pläner (36)
Proben auf Rhyolith (4)
Häufigkeit [%]
70
60
50
40
30
20
Holzkohle
Konkretion rot
Konkretion grau
Konkretion schwarz
Glimmer
Feldspat weiß
Feldspat rosa
Quarz (klastisch)
Quarz (überzogen, mattiert)
Quarz (idiomorph)
Phyllit
Rhyolith normal
Rhyolith qz-arm
Sande/Kiese
Sandstein
Basaltoid
0
schwarze Hohlkugeln
Mangan-Quarz-Kugeln
10
Abbildung 64 – Relative Häufigkeit mikroskopierter Substrateigenschaften, bezogen auf das am Standort anstehende Gestein (zugrunde liegende Werte siehe Anlage 5).
Die ersten sechs Merkmale (anstehende Gesteine) in Tabelle 9 gelten als Indikatoren für
autochthone und parautochthone Bildungen. Entsprechend findet man auf BasaltoidStandorten, die das höchstgelegene Gelände im TUG Buchhübel bilden, weder Sandsteinnoch Rhyolithfragmente. Dafür treten dort jedoch Sande und Basaltoidfragmente auf. Auf
Sandsteinstandorten, in deren oberflächigem Einzugsgebiet der Basaltoid vorkommt und
denen z.T. auch fluviatile Sande und Kiese aufliegen, treten hingegen Basalt- und Sandsteinfragmente sowie Sande auf. Rhyolithstandorte (nur zwei wurden beprobt) beinhalten alle
vier Gesteinsfragmentarten entsprechend ihrer Lage in den tieferen Bereichen des Prozessgebietes. Vorkommen von normalem Rhyolith und Phyllit konnten in keiner Probe mikroskopisch nachgewiesen werden.
91
Basaltoid
Sandstein
Sande/Kiese
Rhyolith quarzarm
Rhyolith normal
Phyllit
Quarz (idiomorph)
Quarz (überzogen, mat
tiert)
Quarz (klastisch)
Feldspat rosa
Feldspat weiß
Glimmer
Konkretion schwarz
Konkretion grau
Konkretion rot
schwarze Hohlkugeln
Holzkohle
Tabelle 9 – Deskriptive Statistik zu mikroskopierten Merkmalen von Substratproben.
Alle Lagen
Anzahl N
Anteil an N [%]
66
100
43
65
18
27
39
59
2
3
-
-
1
2
59
89
43
65
2
3
1
2
62
94
44
67
5
8
14
21
11
17
6
9
Hauptlage
Anzahl N
Anteil an N [%]
28
100
17
61
3
11
18
64
-
-
-
-
27
96
19
68
0
0
0
0
28
100
19
68
1
4
5
18
7
25
5
18
Mittellage
Anzahl N
Anteil an N [%]
20
100
16
80
8
40
9
45
2
10
-
-
-
17
85
12
60
1
5
2
10
19
95
13
65
2
10
7
35
3
15
1
5
Basislage
Anzahl N
Anteil an N [%]
18
100
10
56
7
39
12
67
-
-
-
1
6
15
83
12
67
1
6
0
0
15
83
12
67
2
11
2
11
1
6
-
9
10
4
8
89
3
75
5
100
-
3
33
2
50
1
20
-
-
-
1
11
1
20
8
89
4
100
4
80
4
44
2
50
2
40
1
11
1
20
-
7
78
4
100
3
60
4
44
2
50
2
40
-
2
22
1
25
1
20
1
11
1
25
-
-
32
63
13
62
14
82
5
38
16
31
3
14
6
35
7
54
33
65
14
67
8
47
11
85
1
2
1
6
-
-
-
-
46
90
20
95
15
88
11
85
35
69
15
71
10
59
10
77
-
1
2
1
6
-
49
96
21
100
16
94
12
92
37
73
15
71
12
71
10
77
3
6
1
6
2
15
9
18
2
10
6
35
1
8
10
20
6
29
3
18
1
8
5
10
4
19
1
6
-
1
25
1
50
-
1
25
1
50
-
1
25
1
50
-
1
25
1
50
-
-
-
-
3
75
2
100
1
50
-
2
50
1
50
1
50
-
1
25
1
50
-
-
4
100
2
100
2
100
-
2
50
1
50
1
50
-
2
50
1
50
1
50
-
2
50
1
50
1
50
-
-
-
2
100
1
100
1
100
-
1
50
1
100
-
2
100
1
100
1
100
-
-
-
-
-
2
100
1
100
1
100
-
2
100
1
100
1
100
-
-
-
2
100
1
100
1
100
-
1
50
1
100
-
-
1
50
1
100
-
-
1
50
1
100
-
Probe
auf Basalt
Anzahl N
Anteil an N [%]
Anzahl in LH
Anteil an N in LH
Anzahl in LM
Anteil an N in LM
Anzahl in LB
Anteil an N in LB
auf Pläner
Anzahl N
Anteil an N [%]
Anzahl in LH
Anteil an N in LH
Anzahl in LM
Anteil an N in LM
Anzahl in LB
Anteil an N in LB
auf Rhyolith
Anzahl N
Anteil an N [%]
Anzahl in LH
Anteil an N in LH
Anzahl in LM
Anteil an N in LM
Anzahl in LB
Anteil an N in LB
auf Lösslehm
Anzahl N
Anteil an N [%]
Anzahl in LH
Anteil an N in LH
Anzahl in LM
Anteil an N in LM
Anzahl in LB
Anteil an N in LB
Anzahl
0
5
51
10
21
17
13
4
100
2
2
0
2
100
1
1
0
92
Aus den Informationen aus Tabelle 9 ergeben sich einige Problemfelder. Idiomorphe
Quarze entstammen ausschließlich dem normalen Rhyolith (LENTSCHIG 1962). Entsprechend
ließ sich nur in einer Probe (L36, ein Standort auf Basaltoidgestein) dieses Merkmal nachweisen. Eventuell handelt es sich dabei um verschlepptes Material. Das nahezu völlige Fehlen
stützt somit auch die Ergebnisse der Bemusterung von Gesteinsfragmenten. Sehr häufig
kommen hingegen mattierte und überzogene Quarze vor. Glimmer treten in fast allen bemusterten Proben auf. Dabei nimmt die Häufigkeit von den Hauptlagen zu den Basislagen
hin ab. Sogar auf primär glimmerfreien Gesteinen wie dem Basaltoid treten in der Basislage
diese Phyllosilikate auf. Klastische Quarze (mit frischen Bruchflächen) kommen gleichmäßig
verteilt in allen quartären Lagen vor, sind jedoch bei Standorten auf Pläner-Sandstein prozentual am häufigsten. Feldspäte sind, obwohl röntgenographisch in allen Gesteinen nachgewiesen und optisch dem Rhyolith zuerkannt, unter dem Mikroskop nur in zwei Proben
identifiziert worden.
Konkretionen und Beläge sowie die schwarzen Hohlkugeln weisen oft auf Verwitterungs- und Bodenbildungsprozesse hin (DIXON 1995). In zwei Dritteln aller Proben konnten
schwarze Beläge und Konkretionen nachgewiesen werden. Graue Anhaftungen hingegen
sind sehr selten (nur in fünf Proben). Rotfarbene Beläge und Konkretionen treten in jeder
fünften Probe auf. Die schwarzen Hohlkugeln ließen sich in elf Proben nachweisen. Ein deutlicher Zusammenhang all dieser Bildungen mit quartären Lagen existiert ebensowenig wie
mit Ausgangsgesteinen. Setzt man die Konkretionen mit Bodenhorizonten in Beziehung,
wird ebenfalls kein beständiger Zusammenhang deutlich. Die schwarzen Beläge kommen in
allen Horizonten vor, mit leichter Dominanz in Bv-Horizonten. Die grauen Bildungen fanden
sich im Bv- und Cv-Horizont. Rote Krusten und Aggregate zeigen eine leichte Affinität zu
Bv- und Sd-Horizonten. Die schwarzen Hohlkugeln wurden bevorzugt in Bv-Horizonten
entdeckt. Es sei jedoch nochmals auf die geringe Probendichte hingewiesen. Damit sollte die
hier beschriebene Verteilung kritisch betrachtet werden.
Holzkohlestückchen sind in 6 der 66 Proben enthalten. Außer bei Probe L18 tritt dieses
Material stets in der Hauptlage auf und ist stark an den Pläner-Sandstein als anstehendes
Gestein gebunden.
3.3.2. Granulometrische Eigenschaften
Von den im TUG Buchhübel bestehenden Schürfen liegen bereits detaillierte Körnungsanalysen vor (TACHIVA 1996). Diese sind zusammen mit davon abgeleiteten sedimentpetrographischen Kennwerten in Anlage 2 zusammengestellt. Neben deren Funktion als
Eichparameter für die Lagenansprache können auch Angaben zu den granulometrischen
Eigenschaften der Substrate abgeleitet werden. Zum einen soll derart ein Zusammenhang
zum anstehenden Gestein, zum anderen zu den quartären Lagen hergestellt werden.
93
Hauptlagen
0
1
0.8
0
1
0.4
0.6
f
0.4
To
n
0.4
0.6
0.4
0.6
f
hlu
Sc
0.6
0.2
0.8
0.2
ff
h lu
Sc
To
n
Mittellagen
2
0.2
22 32 2
0
1
0.8
2
22 3
2 11 2
0.6
Sand
0.4
1
1 31
33
231 11
1
0.2
0.2
0.8
1
0
1
1
0.8
0.8
0.6
Sand
0.4
0.2
To
n
To
n
2
22
2
22
0
1
0
1
0.4
f
luf
f
luf
1
22 32 2
0.2
0.8
0.2
2
2
2
2
2
22
1
11
22
2
11
22 3 31 11311
3
2
31
2 11 2 2 1
0
0
0.6
0.4
0.6
1
0.2
h
Sc
h
Sc
0.4
0
0.4
0.8
0.4
0.2
Sand
1
0.2
0.6
0.6
Basislagen
1 - Rhyolith
2 - Pläner-Sandstein
3 - Basaltoid
0
0.8
0.8
1
0
1
Haupt- und Mittellagen
1
1
0.6
2
33
0.8
13
1
0.8
0.6
Sand
0.4
0.2
0
Abbildung 65 – Vergleich der Körnungszusammensetzung von Substratproben I in Zusammenhang mit quartären Lagen und anstehendem Gestein.
Abbildung 65 zeigt die Körnungszusammensetzung der untersuchten Schürfe getrennt
nach quartären Lagen und dem am jeweiligen Standort anstehendem Gestein. Es wird offensichtlich, dass Haupt- und Mittelagen keine derart deutliche Gruppierung aufgrund der
Sandgehalte aufweisen, wie dies bei Basislagenmaterial der Fall ist. Dort teilen sich die untersuchten Proben in drei scharf voneinander abgegrenzte Felder auf. Profile auf PlänerSandstein haben Anteil an allen drei Verteilungen. Rhyolith- und Basaltoid-Standorte hingegen fallen in separate Gruppen. Die allochthon mitbestimmten Lagen zeichnen sich durch
Tongehalte meist unter 20 % aus. Sie zeigen jedoch keine Cluster, lediglich eine Tendenz hin
zu hohen Schluffgehalten ist erkennbar.
94
Die Körnungszusammensetzung zeigt also nur in Basislagenmaterial deutliche Bindung
an das Ausgangsgestein. Allochthon mitbestimmte Lagen werden durch ihren Schluffgehalt
bestimmt.
Haupt- /Mittellagen
Basislagen
40
40
Anteil [%]
60
Anteil [%]
60
20
20
0
0
10
100
Korngröße [µm]
1000
10
100
Korngröße [µm]
1000
Abbildung 66 – Vergleich der Körnungszusammensetzung von Substratproben II in allochthon mitbestimmten
und parautochthonen Lagen.
Auch die Korngrößenverteilung zeigt, lagenweise betrachtet, ein differenziertes Bild
(Abbildung 66). Allochthon mitbestimmte Lagen (Haupt- und Mittellagen) weisen ein
Hauptmaximum zwischen 20 und 100 µm, ein undeutliches Nebenmaximum zwischen 200
und 1000 µm sowie einen moderaten Anstieg von Körnern < 6 µm auf. Im Gegensatz dazu ist
in parautochthonen Lagen (Basislagen) der Schluffbereich nur als stark schwankendes Nebenmaximum ausgebildet. Der Sandbereich (200-2000 µm) hingegen dominiert in den meisten Fällen. Im Feinschluff- und Tonbereich treten sehr niedrige (5%) bis sehr hohe (45%) Anteile auf. Insgesamt verhalten sich die Substratproben der Basislagen mit ihrer Korngrößenverteilung weniger homogen als jene der Haupt- und Mittellagen.
Die Auswertung der sedimentpetrographischen Kennwerte (vgl. Kapitel 2.4.4, Anlage 2)
brachte keinerlei Zusammenhänge. Weder Vergleiche der Gesteine (repräsentiert durch Basislagensubstrat) untereinander noch Vergleiche der quartären Lagen (innerhalb einer Gesteinsverbreitung wie auch gesteinsübergreifend) erzeugten Cluster- oder wenigstens Musterbildungen. Rückschlüsse auf Fazieseigenschaften, wie sie in TUCKER (1996) beschrieben werden, sind so nicht möglich. Ein Grund für das Versagen dieser Methode ist nicht offenkundig.
95
3.3.3. Röntgendiffraktometrie
Die Röntgendiffraktogramme aller untersuchten Proben sind als Anlage 4 beigefügt. Tabelle 10 enthält eine Zusammenfassung der Ergebnisse. Wie erwähnt sind die Probenbezeichnungen nicht notwendigerweise als korrekte Horizontbezeichnungen anzusehen.
Tabelle 10 - Übersicht der Ergebnisse der röntgenographischen Analyse der Substratproben.
Kaolinit
Illit/Muskovit
Chlorit
Kaolinit
Illit/Muskovit
Chlorit
Smectit
WL nicht
quellfähig
-
**
*
-
-
-
*
-
-
**
**
***
-
-
-
*
*
-
**
**
-
-
-
*
-
-
**
**
**
-
-
*
**
***
-
-
**
-
-
-
-
**
*
-
***
-
-
*
-
-
-
-
**
**
-
***
-
-
**
**
-
**
-
-
-
-
2.7; 2.8
***
-
-
**
**
-
**
-
-
-
-
2.7
B03 IIISw
LB
B03 IVSd
LB
B05 Bv
LH
B05 II Cv1
LB
B05 III Cv2
LB
B12 Bv1
LH
B12 Bv2
LM
B12 Cv
LB
L09 Bv1
L09 Bv2
LH
LB
L09 Cv
Cv
L10 Ah
LH
L10 Bv
L12 Al
LH
LH
L12 Bt
LM
L12 Cv
LB
L17 Bv1
LH
L17 Bv2
LM
L18 Bv1
LH
L18 Bv2
LM
L21 Sd
LM
L21 SwSd
LH
L22 Sw1
LH
L22 Sw2
LM
L24 Bv
LH
L24 Cv1
LB
L28 Bv
L28 Cv
L29 Bv1
LH
LM
LH
L29 Bv2
LM
L37 Sd
LH
L37 Sw
- nicht vorhanden
LM
2.7
Augit
Haematit
**
***
WL quellfähig
Olivin
***
B03 BtSd
Nicht
zugeordnete
Peaks
Nephelin
LH
LM
Anorthit
B03 AlSw
Albit
Augit
Texturaufnahme
Orthoklas
Lage Pulveraufnahme
Quarz
Probe
**
**
*
-
-
-
-
***
**
*
-
-
-
-
*
*
**
-
-
-
***
**
**
*
-
-
-
***
***
-
-
-
-
-
-
-
**
*
-
***
**
-
**
-
-
-
***
-
-
**
**
-
-
-
**
**
-
2.7
*
**
**
**
-
-
**
***
-
-
*
-
-
-
-
**
-
-
2.7
**
-
-
**
-
-
-
***
-
-
*
-
-
-
-
*
-
-
2.7
*
-
*
**
-
-
-
**
-
-
**
***
-
-
-
-
-
-
-
*
**
**
-
-
***
**
-
-
**
***
*
-
-
-
*
-
2.8
-
*
*
**
-
-
***
*
-
-
*
***
*
**
-
-
-
-
15.1
-
-
*
**
-
-
***
***
*
-
**
-
-
-
-
-
-
-
**
**
*
-
-
*
-
***
-
-
**
-
-
-
-
-
-
-
**
**
*
-
-
*
-
***
-
-
**
*
-
-
-
**
-
-
**
**
**
-
-
-
*
***
-
-
**
*
-
-
-
**
-
-
**
***
**
-
-
-
-
***
-
-
-
-
-
-
**
**
**
-
***
**
-
-
-
-
-
***
**
-
**
-
-
-
-
**
-
-
**
**
**
-
-
-
-
***
**
-
**
-
-
-
-
**
**
-
*** ***
**
-
-
-
*
***
***
-
-
**
**
-
-
-
-
-
-
2.8
*
**
*
-
-
-
***
*
-
*
-
-
-
-
**
-
-
2.7; 1.7
**
**
**
-
-
-
*
***
**
-
**
-
-
-
-
**
-
-
**
***
**
-
-
-
*
***
**
-
**
-
-
-
-
-
**
-
***
-
-
**
**
-
-
-
**
-
-
***
-
-
**
**
-
-
-
**
-
***
**
-
**
-
-
-
-
-
-
***
**
-
**
-
-
-
-
-
-
-
***
***
**
**
-
**
**
**
-
-
-
-
**
**
-
-
***
-
-
**
-
-
-
-
**
**
***
-
-
-
-
-
-
-
**
**
***
**
-
**
-
-
-
-
**
-
***
**
-
**
-
-
-
-
**
*
* undeutliches Signal
** deutliches Signal
**
***
**
-
-
-
*
2.7
**
**
**
-
-
-
*
-
2.7
**
**
**
-
-
-
*
-
5.5
*
*
**
-
-
-
-
5.5; 2.1
**
**
-
-
-
-
-
*** ***
** ***
**
*
-
-
-
**
**
-
*** ***
**
-
-
-
*
-
*** ***
-
-
-
-
-
-
**
**
*
-
-
-
-
-
**
**
**
-
-
-
*
*** dominierendes Signal, scharfer Peak
WL Wechsellagerungsmineral
Über die Auswertung der Pulverdiffraktogramme lässt sich der Gesamtmineralbestand
einer Probe ermitteln. Quarz kommt in nahezu allen Substratproben vor und bildet dort die
dominierende Mineralphase. Einzige Ausnahme ist ein beprobter Verwitterungshorizont im
Verbreitungsgebiet des Augit-Nephelinites im Topbereich des Buchhübels. Dort ist nur ein
96
sehr schwaches Quarz-Signal zu erkennen. Im gesamten Profil tritt der Quarz nicht als dominantes Mineral auf.
Es wurde bereits angemerkt, dass röntgenographisch nicht immer die exakte Mineralart
bestimmt werden kann. Deshalb braucht ein Fehlen des Minerals Albit nicht zu verwundern.
Orthoklas und Anorthit (sowie deren Zwischenglieder) kommen ähnlich häufig vor wie der
Quarz. Lediglich einige Unterbodenhorizonte lassen diese Signale vermissen.
Als Bestandteil des Basaltoidgesteins tritt lediglich der verwitterungsbeständigere Augit
häufiger auf. Nephelin und Olivin lassen sich nur an Standorten direkt auf oder in unmittelbarer Nähe von diesem Ausgangsgestein nachweisen. Eine ähnlich geringe Verbreitung hat
das Eisenoxid Haematit. Von den Tonmineralen ist Kaolinit noch am häufigsten aus dem
Pulverdiffraktogramm zu erkennen. Glimmer erscheint seltener, Chlorit ist überhaupt nicht
evident. Allein schon aus diesem Grunde ist die Betrachtung der Texturdiffraktogramme
nötig. In zwölf Proben tritt ein Peak um 2.7 bzw. 2.8 Å auf, dem mehrere Mineralphasen zugeordnet werden können. Allerdings werden die entsprechenden restlichen Peaks jeder dieser
Phasen von den Signalen anderer Minerale überlagert. Somit ist eine eindeutige Interpretation
nicht möglich. Dieses Problem trifft auch noch auf wenige weitere Peaks zu (vgl. Tabelle 10).
Die aus den Pulverdiffraktogrammen nicht nachzuweisenden Chlorite sind in den Texturaufnahmen sehr zahlreich vertreten (85% aller Proben zeigen ein deutliches Signal um
14.1 Å). Noch häufiger (90%) sind Kaolinit und Muskovit. Quellfähige Phyllosilikate der
Smectitgruppe (vermutlich Montmorillonit) sind wiederum an Basaltoid-Standorte bzw. deren unmittelbare Nähe gebunden und treten nirgendwo anders auf. Wechsellagerungsminerale konnten nur sporadisch (undeutlich in drei Proben) festgestellt werden. Aus den Texturdiffraktogrammen lässt sich auch durch einen Peak bei 2.99 Å die Anwesenheit von Augit
ablesen. In den meisten Fällen koinzidieren die Informationen aus Pulver- und Texturaufnahmen dahingehend.
97
3.4. Geologisch-pedologisch relevante Phänomene
3.4.1. Rötliches Material im Verwitterungshorizont des Augit-Nephelinites
Bei einer ersten Überblickskartierung wurde am Nordhang des Landbergs ein Aufschluss
angelegt (L02, Abbildung 67). Im Unterboden (Cv-Horizont) treten neben hangparallel eingeregeltem Basaltoid-Skelett zahlreiche rote Skelettkörper von mehreren cm Größe auf. Das Material
erscheint bei makroskopischer Prüfung porös (saugt sich an der Zunge fest) bis dicht. Eine innere Strukturierung ist nicht erkennbar. Es tritt häufig in Vergesellschaftung mit schwarzen Belägen auf (Abbildung 67 rechts). Auch im Oberboden (Sw- und Sd-Horizont) finden sich kleinere
(meist weniger als 1 cm große) Bruchstücke dieses Materials.
Abbildung 67 – Aufschlüsse L02 und L06 am Nordhang des Landbergs. Eigener Entwurf.
Die Röntgenphasenanalyse (Pulverpräparat von Probe L02_Cv, Anlage 4) erbrachte folgenden Mineralbestand: Quarz, Cristobalit und Haematit. Unter dem Stereomikroskop (Abbildung
68) konnte keine weitere Differenzierung des Gefüges festgestellt werden. Das rötliche Material
zeigt weiterhin einen dichten, nicht klastischen Charakter. Die schwarzen Überzüge sind ebenfalls evident.
Die Untersuchung mit der Elektronenstrahlmikrosonde
erbrachte
eine
chemische Zusammensetzung aus vorwiegend Silizium (75.5%), Aluminium
(14.5%) und Eisen (6.3%). Weiterhin treten geringe Gehalte an Magnesium
(1.8%), Kalzium (0.7%), Kalium (0.5%)
und Titan (0.7%) auf (Tabelle 11).
Abbildung 68 – Mikroskopisches Bild von rotem Material aus
Aufschluss L02.
98
Tabelle 11 – Chemische Zusammensetzung einer Probe aus dem Profil L02, Cv-Horizont (Grundlage ESMA).
Element
Serie
Gew.-%
norm. Gew.-%
norm. At.-%
Oxid
Gew.-%
Kohlenstoff
K-Serie
000,00
000,00
000,00
CO2
000,00
Natrium
K-Serie
000,00
000,00
000,00
Na2O
000,00
Magnesium
K-Serie
001,16
001,21
001,06
MgO
001,81
Aluminium
K-Serie
008,12
008,50
006,73
Al2O3
014,50
Silizium
K-Serie
037,37
039,11
029,74
SiO2
075,51
Kalium
K-Serie
000,45
000,47
000,26
K2O
000,51
Kalzium
K-Serie
000,51
000,53
000,28
CaO
000,67
Titan
K-Serie
000,45
000,47
000,21
TiO
000,71
Eisen
K-Serie
004,66
004,87
001,86
Fe2O3
006,29
Summe:
095,55
100,00
100,00
Das Rückstreuelektronenbild (Abbildung 69 A) belegt erneut das dichte Gefüge der
Grundmasse. Gelegentlich sind Quarzkörner (in Abbildung 69 A durch Q gekennzeichnet)
zu erkennen, schlierenartig ist Eisen (in Abbildung 69 A durch Fe gekennzeichnet) in der
Probe verteilt. Die Matrix besteht im Wesentlichen aus Silizium und Aluminium. Die
Elementmappings (Abbildung 69 B-D) verdeutlichen noch einmal dieses Bild. Nahezu
deckungsgleich treten Silizium und Aluminium auf. Eisen besetzt immer die Stellen, an
denen die ersteren Elemente nicht oder nur in geringem Maße vorkommen. Eine Ausnahme bilden die Quarzkörner. Hier kommt das Silizium nicht in Verbindung mit dem
Aluminium vor.
Abbildung 69 – Ergebnisse der REM-ESMA-Untersuchung einer Probe aus dem Profil L02 vom Landberg.
Etwa 600 m südöstlich von Profil L02, wurde bei der Bohrstocksondierung eine Probe
von intensiv rot gefärbtem (Basislagen-) Substrat aus einem Cv-Horizont geborgen
99
(Abbildung 70). Das Material besteht aus Quarzsanden und –kiesen, die in eine rote
feinstkörnige Matrix eingebettet sind. Auch Basaltoid-Skelett tritt auf.
Der Mineralbestand (nach XRDAnalyse) umfasst Quarz, Anorthit, Augit, Kaolinit und Muskovit. Im Texturdiffraktogramm bildet der Kaolinit
scharfe, intensive Peaks. Auch eine
Chloritphase ist zu erkennen (vgl. Anlage 4). Über dem Cv-Horizont konnte
im Bv-Horizont (bzw. in der Hauptlage) massiv Holzkohle identifiziert werden. Die heutige Grenze zur anliegenden ackerbaulich genutzten Fläche ist
Abbildung 70 – Mikroskopisches Bild von intensiv rot gefärbtem Substrat eines Cv-Horizonts am Nordostrand des Landbergs.
keine 50 m entfernt. In Kapitel 4.2 wird
auf diese Gegebenheiten noch einmal
einzugehen sein.
3.4.2. Tonreiche intensiv gefärbte Schichten
Am Buchhübel bestehen mehrere Aufschlüsse, die in ihrer Schichtabfolge intensiv rot gefärbtes bzw. hellbraun bis gelb gefärbtes tonig lehmiges Substrat zeigen (vgl. Abbildung 71).
Abbildung 71 – Aufschlüsse, die nach einem Schichtwechsel tonig lehmiges Material zeigen. Eigener Entwurf.
Diese Substratwechsel setzen immer mit einem markanten Materialsprung zum Hangenden hin ein, wobei das Liegende in keinem Falle aufgeschlossen werden konnte. Nach
dem optischen Eindruck können zwei Typen unterschieden werden: Typ 1 – intensiv rot
gefärbtes lehmiges Material sehr hoher Lagerungsdichte (nach AG BODEN 2005) und
Typ 2 – hellbraun bis schmutzig-gelbes lehmiges bindiges Material. Ersterer Typ ist an den
100
Rhyolith als anstehendes Gestein gebunden, der gelbliche Typ 2 an Pläner-Sandstein (vgl.
Abbildung 71). Die oberen Bereiche der Schichten zeigen häufig noch hydromorphe Merkmale (Bleichflecken, Vernässung).
Im Verbreitungsgebiet von Typ 1 findet sich vereinzelt Rhyolithschutt in Form von Lesesteinen. Die feinkörnige rötliche Matrix enthält als deutlich nachweisbare Tonminerale Kaolinit, Muskovit sowie seltener Chlorit. Quarz dominiert das Mineralspektrum, Feldspäte treten ebenfalls auf. In Profil L28 ist Augit nachweisbar, nicht jedoch in L29.
Typ 2 besteht röntgenographisch ebenfalls aus Quarz, Feldspäten und weniger häufig
auch Augit. Der Schichtsilikatbestand erweist sich hier jedoch als nicht so homogen (vgl.
Abbildung 72).
Abbildung 72 – Vergleich von Texturdiffraktogrammen (Ausschnitte) dreier Proben aus gelbbraun gefärbten
lehmigen Schichten. Eigener Entwurf.
In Profil B03 (nordwestexponiert, 372 m NN) sind deutliche Anzeichen für Kaolinit
(scharfer Peak) und Illit/Muskovit zu finden. Weitere Tonminerale hingegen fehlen gänzlich.
In Profil B05 (nordexponiert, 392 m NN) tritt zu Kaolinit und Illit/Muskovit noch eine smectitische Phase hinzu. Das Diffraktogramm von Profil B12 (südwestexponiert, 384 m NN)
zeigt hingegen nur noch schwache Reflexe für Kaolinit, die Illit/Muskovit-Phase ist nahezu
gänzlich verschwunden, dafür jedoch dominiert die smectitische Phase das Bild. Chlorite
kommen in allen drei Proben nicht vor.
3.4.3. Schwarze Hohlkugeln
In 11 der 66 untersuchten Substratproben konnten 0.5-2 mm große kugelartige Bildungen nachgewiesen werden. Einige davon wurden extrahiert und röntgenographisch
untersucht (vgl. Anlage 4). Einzig nachweisbare Minerale dabei sind Quarz und Feldspat
(Anorthit). Unter dem Binokularmikroskop konnte eine solche Kugel zerbrochen und
fotografiert werden (Abbildung 73). Die Konkretionen erwiesen sich als schalige Verkit101
tungen von klastischen Quarzkörnern, die im Inneren hohl sind. Ihre
Entstehung lässt sich aus Abbildung
74 erahnen. Hier ist eine solche (halbseitig zerbrochene) Kugel zu erkennen, wie sie im lösslehmhaltigen Substrat eingebettet liegt. Hohlräume im
Sediment erscheinen von den durch
schwarze
Überzüge
verkitteten
Quarzkörnern randlich ausgekleidet
Abbildung
73
–
Mikroskopisches Bild kugelig-schaliger
Quarzaggregate.
zu
werden.
Bei
den
schwarzen
feinstkörnigen Überzügen handelt es
sich mit großer Wahrscheinlichkeit
um Manganoxidkrusten (Prof. SIEDEL,
mdl. Mitt.) Die meisten dieser
Gebilde finden sich in Hauptlagen
(vgl. Tabelle 9) bzw. in Oberböden
(Sw-, Al-, Bv-Horizonte).
Abbildung 74 – Auskleidung eines kugelförmigen Hohlraums
im Substrat mit von schwarzen Belägen verkitteten Quarzkörnern.
102
3.5. Modellierungsergebnisse für das Gebiet des Tharandter Waldes
3.5.1. Eigenschaften der Basislagen
3.5.1.1. Stoffliche Eigenschaften
Das Ergebnis der Modellierung solifluidaler Gesteinsverlagerung ist ein Vektordatensatz. Dieser enthält die petrographischen Einheiten des Landberggebietes, also Vorkommen
jeweils spezifischer Gesteinsvergesellschaftungen (Abbildung 76), Tabelle 11 enthält die dazugehörige Legende. Abbildung 77 zeigt für jedes der anstehenden Gesteine einzeln dessen
modelliertes Verbreitungsgebiet.
Am Beispiel des in Abbildung 75 dargestellten TUG Buchhübel kann nachvollzogen
werden, aus welchen Gesteinsarten sich das (solifluidal entstandene) Substrat eines Standortes zusammensetzt. Es fällt auf, dass die Gesteinsgrenzen aus der geologischen Karte und
jene des Modellierungsdatensatzes um mehrere Meter voneinander abweichen. Dies ist in
der Konvertierung von Vektor- in Rasterdaten und der Rückwandlung begründet.
Abbildung 75 – Darstellung der modellierten Verbreitungsgebiete solifluidal verlagerten Materials, der ursprünglichen Gesteinsgrenzen und der punktuellen Aufschlüsse für das TUG Buchhübel.
Generell ist zu erkennen, dass stets eine Verlagerung hangabwärts stattfindet. Dabei
kommt der steuernde Einfluss des Reliefs am westlichen Rand zum Tragen. Dort erreicht die
Verbreitung des solifluidal verlagerten Pläner-Sandsteins nicht die Weite von 100 m im Verflachungsbereich. Das Lösslehmmaterial im Norden des TUG erfährt durch die modellierte
Verlagerung eine weitere Verbreitung als dies aus der geologischen Karte ursprünglich hervorgeht.
103
Abbildung 76 – Modellierte petrographische Einheiten für das Landberggebiet.
104
Tabelle 12 – Modellierte petrographische Einheiten für das Landberggebiet (Legende).
A01
Lösslehm
C01
Pläner-Sst, Basaltoid, Lösslehm
A02
Basaltoid
C02
Quader-Sst, Pläner-Sst, Lösslehm
A03
Pläner-Sst (Sst = Sandstein)
C03
Kiese/Sande, Quader-Sst, Lösslehm
A04
Quader-Sst
C04
Kiese/Sande, Quader-Sst, Pläner-Sst
A05
Kiese/Sande
C05
Rhyolith (quarzarm), Pläner-Sst, Lösslehm
A06
Rhyolith (quarzarm)
C06
Rhyolith (quarzarm), Pläner-Sst, Basaltoid
A07
Rhyolith (normal)
C07
Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst, Lösslehm
A08
Phyllit
C08
Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst, Pläner-Sst
B01
Basaltoid, Lösslehm
C09
Rhyolith (quarzarm), Kiese/Sande, Lösslehm
B02
Pläner-Sst, Lösslehm
C10
Rhyolith (quarzarm), Kiese/Sande, Quader-Sst
B03
Pläner-Sst, Basaltoid
C11
Rhyolith (normal), Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst
B04
Quader-Sst, Lösslehm
C12
Phyllit, Pläner-Sst, Lösslehm
B05
Quader-Sst, Pläner-Sst
C13
Phyllit, Quader-Sst, Pläner-Sst
B06
Kiese/Sande, Lösslehm
C14
Phyllit, Rhyolith (quarzarm), Lösslehm
B07
Kiese/Sande, Quader-Sst
C15
Phyllit, Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst
B08
Rhyolith (quarzarm), Lösslehm
C16
Phyllit, Rhyolith (normal), Rhyolith (quarzarm)
B09
Rhyolith (quarzarm), Pläner-Sst
D01
Kiese/Sande, Quader-Sst, Pläner-Sst, Lösslehm
B10
Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst
D02
Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst, Pläner-Sst, Lösslehm
B11
Rhyolith (quarzarm), Kiese/Sande
D03
Rhyolith (quarzarm), Kiese/Sande, Quader-Sst, Lösslehm
B12
Rhyolith (normal), Rhyolith (quarzarm)
D04
Rhyolith (quarzarm), Kiese/Sande, Quader-Sst, Pläner-Sst
B13
Phyllit, Lösslehm
D05
Phyllit, Pläner-Sst, Basaltoid, Lösslehm
B14
Phyllit, Pläner-Sst
D06
Phyllit, Rhyolith (quarzarm), Pläner-Sst, Lösslehm
B15
Phyllit, Quader-Sst
D07
Rhyolith (normal), Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst, Pläner-Sst
B16
Phyllit, Rhyolith (quarzarm)
D08
Phyllit, Rhyolith (quarzarm), Quader-Sst, Pläner-Sst
105
Abbildung 77 – Modellierung der Verbreitung von solifluidal verlagertem Gesteinsmaterial.
106
Über die im TUG Buchhübel verteilten Probennahmestellen kann nachvollzogen werden, wie genau die Modellierung das reale Bild wiederzugeben vermag. Dazu sind in Abbildung 78 die mikroskopisch bzw. röntgenographisch nachgewiesenen Bestandteile von Basaltoidgestein und Pläner-Sandstein dem Modellierungsversuch gegenübergestellt.
Die
geringe
Stichprobenmenge
zeichnet die Verbreitung der Gesteinsund Mineralkomponenten nur ungenügend nach. Dennoch ist das Vorkommen
von Fremdmaterial auf verschiedenen
anstehenden Gesteinen erkennbar. Skelettkörper aus Pläner-Sandstein finden
sich auf Rhyolith. Allerdings wurden auf
dem jüngeren Basaltoid des Buchhübels
ebenfalls klastische Quarzkörner (SanAbbildung 78 – Vergleich von modellierten und gemessenen
Verbreitungsmustern I. Modellierte Substratverbreitung in
Basislagen und analytisch nachgewiesene Vorkommen aus-
de/Kiese) nachgewiesen (Gründe siehe
Kapitel 3.3.1). Auch der Augit-Nephelinit
gewählter Gesteine und Minerale (Legende der Gesteins-
(in Form seines Mineralbestandteils Au-
verbreitung siehe Abbildung 75).
git) findet sich hangabwärts seines eigent-
lichen Verbreitungsgebietes wieder. Dort jedoch weit (ca. 70 m) außerhalb der per Definition
vorgegebenen Zone von 100 m um die Grenze des anstehenden Gesteines herum. Es konnten
also nur auf zwei Standorten im Basislagenmaterial Hinweise auf parautochthonen Einfluss gefunden werden (Basaltoid auf Pläner-Sandstein und Pläner-Sandstein auf Rhyolith).
3.5.1.2. Mächtigkeitseigenschaften
In Kapitel 2.6 wurde bereits auf die Problematik einer sicheren Angabe der Basislagenmächtigkeit hingewiesen. Von den elf im TUG Buchhübel bestehenden Schürfen kann bei
gerade einmal einem einzigen Profil (L09) ohne Zweifel die Basislage gegen das nicht verlagerte Gestein abgegrenzt werden. Eine Approximation der Basislagenmächtigkeit kann somit nicht stattfinden, weder über Regressions- noch Cokrigingverfahren.
3.5.2. Eigenschaften der allochthon mitbestimmten Lagen
3.5.2.1. Stoffliche Eigenschaften
Auf den bereits modellierten Basislageneigenschaften aufbauend erweitern die äolisch
zugeführten Bestandteile das stoffliche Repertoire von Haupt- und Mittellage. Die in Kapitel
2.5.2.2 abgegrenzten Flächen bleiben also in ihrer Form bestehen (vgl. Abbildung 76). Sie
werden hinsichtlich der mineralogischen Zusammensetzung um die Lösskomponente er107
gänzt. Erneut kann über den Vergleich von Modell und gemessenen Lageneigenschaften die
Güte der vereinfachten Prozessumsetzung veranschaulicht werden. Dazu sind in Abbildung
79 beide Thematiken dargestellt.
Abbildung 79 – Vergleich von modellierten und gemessenen Verbreitungsmustern II. Modellierte Substratverbreitung in Mittel- und Hauptlagen und analytisch nachgewiesene Vorkommen ausgewählter Gesteine und
Minerale (Legende der Gesteinsverbreitung siehe Abbildung 75).
Viel deutlicher als bei der Basislagenmodellierung kommt hier die Präsenz von Basaltoid-Skelett und Augit zur Geltung. Anzeichen für Basaltoidgestein treten im gesamten modellierten Verbreitungsgebiet auf. Doch nicht nur dort, auch über die Grenze des 100 m breiten Saumes der definierten Prozessgrenze hinaus können noch Anzeichen für dieses Gestein
nachgewiesen werden. Damit kommt dieses Material in äolisch mitbestimmten Lagen sehr
häufig und auch weit entfernt (bis 190 m) von der Grenze des anstehenden Gesteins vor.
Durch die höhere Probenanzahl (im Vergleich zu Basislagensubstrat) prägt sich auch bei
der Betrachtung von Pläner-Sandstein-Skelett dessen solifluidale Verfrachtung über die
Grenzen des anstehenden Gesteins hinweg gut durch. Lediglich eine Probe im Bereich des
Augit-Nephelinites (L09) zeigt unter dem Mikroskop klastische Quarzfragmente.
3.5.2.2. Mächtigkeitseigenschaften
Im Gegensatz zur Basislagenmodellierung ist die Datenlage bei den äolisch mitbestimmten Lagen wesentlich dichter. Insgesamt konnten 40 Standorte in die Approximationsrechnung eingehen. Die genauen Cokriging-Einstellungen und Fehlerrechnungen sind in Anlage 7
vermerkt. Abbildung 80 zeigt das Modellierungsergebnis der Gesamtmächtigkeit äolisch
mitbestimmter Lagen.
108
Abbildung 80 – Modellierte Gesamtmächtigkeit der äolisch mitbestimmten Lagen. Darstellung als graduelle
Farbcodierung mit gemessenen Mächtigkeiten und als klassifizierter Datensatz.
Abbildung 81 – Modellierte Mächtigkeit der Haupt- und Mittellage. Klassifizierte Datensätze.
Es sind die gemessenen Mächtigkeiten der Lagen an den jeweiligen Einzelstandorten zusätzlich abgetragen. Diese Darstellung ermöglicht einen ersten optischen Eindruck der Güte
des Modells. Weiterhin ist eine klassifizierte Darstellung vorhanden, welche ein besseres
Verständnis der Mächtigkeitsverteilung verschafft.
109
Hauptlage
0
Haupt- und Mittellage
0
315
315
45
270
45
90 270
50
225
90
60 70 80 90 100
Mächtigkeit [cm]
36
225
135
180
40 44 48 52
Mächtigkeit [cm]
56
135
180
Abbildung 82 – Darstellung des Zusammenhangs zwischen Exposition eines Standortes und der modellierten
Mächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen. Eigener Entwurf.
Die äolisch mitbestimmten Lagen sind
vor allem im konvexen Oberhangbereich
des Buchhübels geringmächtig (unter 60
cm). Im Topbereich liegen die Schichtdicken um 60-65 cm. Die Mächtigkeit
nimmt generell zum Unterhang hin zu,
dabei in konkaven Hangpartien besonders schnell. So werden bis 85 cm im südlichen und nördlichen Randbereich des
modellierten Gebietes bzw. bis 95 cm im
nordwestlichen Teil erreicht. Eine deutliche Bindung der Lagenmächtigkeiten an
Expositionsunterschiede ist aus Abbildung 80 nicht erkennbar. Erst ein Blick
auf die richtungsstatistische Umsetzung
aus Abbildung 82 gibt weitere Einblicke.
Nordostexponierte Standorte tragen häufiger mächtige Lagen als andere. Generell
Abbildung 83 – Differenz zwischen modellierter und gemes-
sener Lagenmächtigkeiten (Gesamtmächtigkeit).
ist eine bevorzugte NE- und SWExposition aller Standorte zu erkennen.
Durch Subtraktion der interpolierten
Hauptlagenmächtigkeit von der Gesamtmächtigkeit der äolisch mitbestimmten Lagen ist die
Stärke der Mittellage quantifizierbar (Abbildung 81). Weite Flächen des modellierten Gebietes
werden von Hauptlagenmächtigkeiten zwischen 40 und 55 cm eingenommen. Nur vereinzelt
und lokal sind höhere bzw. geringere Schichtdicken evident. Eine unmittelbare Bindung an Reliefparameter existiert nicht. Weder Neigungs- noch Krümmungsunterschiede modifizieren das
110
Bild in systematischer Weise. Lediglich eine schwache Expositionsabhängigkeit kann unterstellt
werden, indem nach Norden gewandte Hänge geringmächtigere Hauptlagen tragen als die Gegenhänge (vgl. Abbildung 82).
modellierte Mächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen [cm]
Die Mittellage hingegen zeigt ein deutlich differenziertes Verteilungsmuster, welches sich
logischerweise in weiten Teilen an dem
der Gesamtmächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen orientiert. Konvexe Oberhangbereiche tragen keine bzw. sehr ge-
100
ringmächtige (unter 15 cm) Mittellagen.
Der Topbereich des Buchhübels ist eben80
falls von sehr geringmächtigen Mittellagen
geprägt. Die leichte Hangdelle im Norden
des modellierten Ausschnittes und die
R2 = 0,8694
60
deutlichere Hangdelle im südlichen Teil
zeigen im Vergleich zu den anliegenden
40
60
80
100
120
gemessene Mächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen [cm]
Abbildung 84 – Zusammenhang zwischen gemessener und
modellierter Mächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen.
Rücken eine größere Mächtigkeit der Mittellage (Unterschiede von bis zu 30 cm,
vgl. Abbildung 81).
In Abbildung 83 sind die Abweichungen des Modells von den gemessenen Werten dargestellt. Über die Hälfte der Werte
liegen um weniger als 10 cm voneinander
entfernt. Vier mal unterschätzt das Modell
die tatsächliche Lagenmächtigkeit um mehr
als 20 cm. Vor allem Extremwerte (gemessen) sind durch das Modell nicht repräsentiert: z.B. 126 cm gemessen und 101 cm vorhergesagt, 120 cm gemessen und 91 cm
vorhergesagt, 38 cm gemessen und 52 cm
vorhergesagt. Für alle Werte innerhalb der
Abbildung 85 – Trendplot für die räumliche Verteilung
Abweichungsspanne von ± 10 cm liegt der
des Vorhersagefehlers der modellierten Gesamtmächtig-
mittlere Fehler bei 4.97 cm, innerhalb der
keit äolisch mitbestimmter Lagen.
Spanne ± 20 cm bei 8.44 cm. Aus Abbildung
83 ist weiterhin ersichtlich, dass nahe beieinander liegende Messwerte, die stark voneinander abweichende Schichtmächtigkeiten erbringen, in der Approximation ein lokales Über- bzw. Unterschätzen provozieren.
Aus Abbildung 84 geht graphisch hervor, dass Extremwerte durch das Modell nicht ausreichend berücksichtigt werden können, wohl aber ein genereller Zusammenhang zwischen Modell
und Realität besteht. Eine deutliche räumliche Strukturierung der Vorhersagefehler existiert nicht.
Abbildung 85 zeigt nur einen schwachen Trend (in X- wie Y-Richtung) über den Datensatz hinweg.
111
4. Weiterführende Interpretationen
4.1. Bindung des oberflächennahen Untergrundes an das Relief
4.1.1. Zusammenhang Boden – Relief
Aus den bisherigen Kapiteln wird deutlich, dass sowohl die Bodentypen als auch deren
Eigenschaften einen deutlichen Einfluss des Reliefs zeigen. Eher erosionsanfällige Standorte
am Oberhang tragen skelettreiche Braunerden, deren Mächtigkeit des Bv-Horizonts zum
Mittelhang hin zunimmt. REHFUESS (1990) beschreibt dies als typische Steuerungsform des
Reliefs. Mit dem beginnenden Einfluss der internen Hanggliederung (Dellen, Verflachungen)
setzen Parabraunerden und Pseudogleye (bzw. Übergangsformen) ein. Das Erosionspotential ist hier geringer als am Oberhang. Auch bei diesen Bodentypen nimmt die Mächtigkeit
von höheren zu niedrigeren Standorten hin zu.
Der reliefbedingte Wasserhaushalt spiegelt sich in der Bodenabfolge wider. Edaphisch
trockene Standorte am Oberhang, wo nur ein kleines oberflächiges Einzugsgebiet vorhanden
ist, tragen Braunerden. Feuchtere Mittelhangstandorte mit einem größeren spezifischen Einzugsgebiet bilden Lessivés und hydromorph geprägte Böden aus.
Allerdings ist das eben gezeichnete Bild stark vereinfacht. Sicherlich hat der Einfluss des
Reliefs eine große Bedeutung, vor allem für die Mächtigkeit eines Bodens. Aber auch der
Gesteinsuntergrund spielt eine wichtige Rolle. Vom bodenbildenden Substrat werden weitere bodenphysikalische und bodenchemische Eigenschaften vorgegeben. Diese Thematik soll
jedoch in Kapitel 4.2.2.3 noch einmal aufgegriffen werden.
4.1.2. Zusammenhang quartäre Lagen – Relief
4.1.2.1. Basislage
Basislagen treten im Untersuchungsgebiet nahezu ubiquitär auf. Nur Profil B08 bildet
eine Ausnahme. Dort liegt die Hauptlage direkt über dem anstehenden Gestein. Die Profilansprache ergibt keine Hinweise auf eine solifluidale Verlagerung von Material im Liegenden der Hauptlage. Das Lockersediment liegt in einer kleinräumig wechselnden Schichtung
der Korngröße nach vor, in das mitunter Basaltoid-Blöcke eingesunken sind. Eine Solifluidaltextur besteht also nicht (Abbildung 86).
112
Abbildung 86 – Anzeichen für nicht solifluidal verlagertes Material in Profil B08. Links: in fluviatile Sande und
Kiese eingesunkener Basaltoid-Block, rechts: kleinräumig lagig wechselnde Schichtung. Eigener Entwurf.
Eine Erklärung für diesen Umstand kann nicht gegeben werden. Eine Beziehung zum
Relief existiert nicht. In der unmittelbaren Umgebung (weniger als 20 m Entfernung) befindet sich ein weiteres Profil (B12), welches sehr wohl eine Basislage aus dem gleichen Material
besitzt. Auch auf eine erosive bzw. kolluviale Überprägung des Standorts deutet nichts hin.
Da bei fast keinem der Aufschlüsse die Mächtigkeit der Basislage festgestellt werden
konnte (vgl. Kapitel 2.6), ist auch eine detaillierte Auswertung dahingehend nicht möglich.
4.1.2.2. Mittel- und Hauptlage
Der Reliefeinfluss ist bei den äolisch mitbestimmten Lagen deutlich, was sich nicht zuletzt auch in der großen Spannweite der Mächtigkeit (90 cm) ausdrückt. Das Relief in seiner
Ausprägung steuert im Wesentlichen die Menge des akkumulierten Lösses und die Mächtigkeit des durch Solifluktion „zusammengeschobenen“ Materials. Entsprechend der geringen Lagenmächtigkeiten an konvexen Oberhängen herrschen dort zum einen kaum Akkumulationsmöglichkeiten für äolisch angeliefertes Material vor, zum anderen wirken Solifluktionsprozesse materialabreichernd. Dies gilt auch eingeschränkt für den Topbereich des
Buchhübels.
Dass die Exposition nicht den typisch hohen Einfluss auf die Lagenmächtigkeiten ausübt, wie dies von verschiedenen Autoren beschrieben wird (u.a. SCHOLTEN 2003, FRÜHAUF
1991, SEMMEL 1985), liegt wahrscheinlich an der topographischen Orientierung des Buchhübels. Es existiert im Teiluntersuchungsgebiet keine vollkommen umlaufende Exposition. Vor
allem die für Leepositionen sensitive Ost- bzw. Südost-Richtung (FRIEDRICH 1996) ist nicht
präsent. Der längliche Topbereich des Buchhübels verläuft in genau dieser Richtung und
geht dann mit einer kleinen Verflachung in den Anstieg zum Landbergplateau über. Westlich ist dem Buchhübel eine kleinere Hangverflachung vorgelagert, die das Strömungsmuster der Winde beeinträchtigt haben könnte.
Auch am S-Berg, einige Kilometer südöstlich dieses Untersuchungsgebietes deutet die
Aufschlussituation (beschrieben in FIEDLER et al. 1994) darauf hin, dass kein systematischer
113
Expositionseinfluss besteht. Dabei ist der S-Berg ein nahezu ideales Untersuchungsgebiet für
derartige Fragestellungen. Von der Umgebung hebt sich die tafelbergähnliche Vollform
deutlich ab.
Vor diesem Hintergrund sollte in Erwägung gezogen werden, dass die Paläowindverhältnisse im Gebiet des Tharandter Waldes unter Umständen atypisch waren. Zumindest
aber sind sie nicht deutlich in den Sedimenteigenschaften repräsentiert.
Die interne Hanggliederung durch Krümmungsparameter hat offensichtlich eine höhere
Bedeutung für die Mächtigkeitsausprägung äolisch mitbestimmter Lagen. Darin vereinigen
sich mehrere Steuermechanismen (vgl. Kapitel 1.2.1). Zum einen sind konkave Hangbereiche
hydrologisch begünstigte Standorte und können so potentiell besser zur Lössakkumulation
beitragen. Zum anderen stellen sie auch Anreicherungszonen für solifluidal bewegtes Material dar. Somit ist es nur verständlich, dass konkave Hangbereiche mächtigere Lagen tragen
als konvexe. Vielleicht dominiert die krümmungsbedingte Substratverteilung das Gesamtsystem sogar derart stark, dass die Expositionskomponente völlig maskiert ist.
Betrachtet man die äolisch mitbestimmten Lagen separat für sich, so fällt auf, dass im
modellierten Verbreitungsschema auch im Topbereich geringmächtige Mittellagen (< 15 cm)
flächenhaft vorkommen. Dies ist als Artefakt der Modellierung anzusehen. Das Cokriging
gilt als ein unexaktes Interpolationsverfahren (KRIVORUCHKO o.J., WACKERNAGEL 1995) und
kann daher nicht die gemessenen Profildaten genau nachvollziehen. Im gesamten Top- und
Oberhangbereich ist bei der Sondierung niemals eine Mittellage angesprochen worden. Es
darf also als sehr unwahrscheinlich gelten, an Erosionsstandorten Dreischichtprofile zu finden, so wie dies durch das Modell vorausgesagt wird. Die beprobten Hauptlagen im Topbereich des Buchhübels setzen sich zudem aus sehr skelettreichem Material zusammen. Im
Gegensatz zu typischen Dreischichtprofilen nimmt die Schluffkomponente eine marginale
Rolle ein. Es ist also nur schwer vorstellbar, wie unter solch einer Substratzusammensetzung
mehr als 70 cm Löss akkumuliert worden sein sollte.
Die für Hauptlagen typische geringe Mächtigkeitsschwankung und Reliefunabhängigkeit ist evident. Auffallend ist jedoch, dass die Hauptlage im TUG Buchhübel im Mittel etwas unterhalb der oft erwähnten 50 cm (z.B. AG BODEN 2005) liegt. Klimatisch (über eine
temperaturbedingt geringmächtigere sommerliche Auftauschicht) erklären lässt sich dieses
Phänomen nicht. THALHEIM & FIEDLER (1990a) weisen noch in den höheren (klimatisch benachteiligteren) Lagen des Osterzgebirges Mächtigkeiten um 50 cm nach. Wenngleich sie
nicht zwischen Mittel- und Hauptlagen trennen, lässt die Koinzidenz von Mächtigkeit und
stofflichen Eigenschaften nur die Präsenz von Hauptlagen in ihren Untersuchungen zu.
Die wahrscheinlichste Erklärung für die etwas geringmächtigeren Hauptlagen im Landberggebiet ist wohl in der Besiedlungs- und Nutzungsgeschichte zu suchen (Kapitel 1.4). Wie
noch ausführlicher in Kapitel 4.2.2.4 zu klären sein wird, treten in jeder zehnten Probe Holz114
kohlefragmente auf, was zumindest anthropogene Präsenz im Untersuchungsgebiet vermuten lässt.
Der interne Vergleich ergibt, dass südwestexponierte Hänge etwas mächtigere Hauptlagen tragen als deren Gegenhänge (vgl. Abbildung 82). Der geologische Aufbau der Standorte
unterscheidet sich nicht. Substrateigenschaften werden also nicht den entscheidenden Einfluss ausüben können. Südhänge sind jedoch strahlungsbegünstigte Standorte. Das heißt, sie
können während der Sommerperiode schneller und tiefer auftauen als Nordhänge. Die
sommerliche Auftauschicht erreicht dementsprechend potentiell größere Tiefen.
Doch nicht nur der Strahlungsgenuss ist von Bedeutung. KARTE (1979) zeigt, dass auch
Faktoren wie Mächtigkeit und Dauer der Schneebedeckung sowie der Feuchtehaushalt beachtet werden müssen. Je mehr bzw. länger an einem Standort Schnee liegt, desto geringer
ist die Intensität und Tiefenwirkung solifluidaler Verlagerungsprozesse. Umgekehrt gilt für
den Bodenfeuchtegehalt, dass mit steigendem Bodenwassergehalt die Solifluktion intensiver
wird. Zurückführen lassen sich diese Merkmale einerseits auf die Einstrahlungsverhältnisse
(und damit die Exposition) zum anderen aber auch auf Luv-Lee-Beziehungen (Schneeakkumulation).
Südhänge tauen im Vergleich zu Nordhängen frühzeitiger auf, trocknen jedoch auch
häufiger aus (Strahlungsverhältnisse). Da sich die Luv-Lee-Beziehungen im Untersuchungsgebiet nicht deutlich in den Sedimenten (äolisch mitbestimmte Lagen) äußern (siehe oben),
könnten ähnliche Verhältnisse auch für die Schneeverteilung angenommen werden.
Eine endgültige Klärung der tatsächlichen Ursachen kann hier nicht gegeben werden.
Ohnehin ist der tendenzielle Unterschied in der Hauptlagenmächtigkeit nur gering (< 5 cm)
und die Stichprobenmenge sicher nicht groß genug, um allgemeingültige Aussagen treffen
zu können.
115
4.2. Überprägung der Ausgangsgesteine
4.2.1. Präquartäre Überprägungen
Die Überprägung der anstehenden Gesteine in vorquartärer Zeit umfasst im Wesentlichen Verwitterungs- und Bodenbildungsvorgänge. Generell erfolgte im Frühglazial eine
kräftige erosive Landschaftsausräumung (SAUER 2002). Deshalb sollten reliktische Bildungen
nicht unbedingt flächenhaft zu erwarten sein. In STÖRR (1975) sind mesozoisch-tertiäre Verwitterungsbildungen aus dem sächsischen Raum beschrieben. Auch aus dem Erzgebirge
(NEBE 1957) und dem Tharandter Wald (FIEDLER et al. 1989), speziell aus dem S-Berg-Gebiet
(FIEDLER et al. 1994) sind präquartäre Verwitterungsbildungen (präcenomane Rotlehme und
kretazische Braunlehme, FIEDLER et al. 1994) bekannt. In der Literatur wurden solche Phänomene jedoch für das Buchhübelgebiet nicht gefunden.
Einige Aufschlüsse im Untersuchungsgebiet deuten jedoch auf die Präsenz beider oben
genannter Verwitterungsbildungen hin. In Profil B15 (vgl. Kapitel 3.4.2) sind über 120 cm
(70 cm aus Profilwand ersichtlich und weitere 50 cm mittels Bohrstock sondiert) tonreiches,
intensiv rotgefärbtes Material aufgeschlossen, in welches Basaltoid-Blöcke eingebettet liegen.
Die Farbe des Materials deutet auf einen hohen Gehalt an Haematit hin (SCHEINOST &
SCHWERTMANN 1999), welcher röntgenographisch aber nicht nachgewiesen werden konnte.
Die als Lesestein wenige hundert Meter entfernt entnommene Gesteinsprobe G-L06a (grau
verwitterter, von Eisenoxidschlieren durchzogener Rhyolith-Skelettkörper) enthält mit Kaolinit (vgl. Anlage 4) ein Tonmineral, welches intensive chemische Verwitterungsbedingungen anzeigt (DIXON 1995). In Profil L29 (vgl. Anlage 6 und 4) ist der Unterboden als tonreiches, skeletthaltiges Material ausgebildet. Der Skelettanteil besteht aus Rhyolith, die Matrix
aus rötlich bis grau gefärbtem Lehm. Insgesamt sind die gefundenen Substrateigenschaften
gut mit jenen einiger Aufschlüsse am S-Berg zu parallelisieren (Profile 27 und 29 nach FIEDLER
et al. 1994), die als präcenomane Rotlehme angesprochen wurden. Auch die stratigraphi-
sche Stellung der roten Verwitterungsbildungen weist auf die adäquate relative Altersstellung hin. Das Material lagert direkt dem paläozoischen Ryholith auf und wird im Hangenden (nicht im Profil aufgeschlossen, aber in unmittelbarer Nähe anstehend) von mesozoischem Pläner-Sandstein überlagert. Es kann also davon ausgegangen werden, dass es sich
bei den im Buchhübelgebiet gefundenen Rotlehmen um die präcenomanen Verwitterungsdecken handelt.
Im gesamten Untersuchungsgebiet existiert kein Aufschluss, der direkt den Übergang
zwischen Mesozoikum (Pläner-Sandstein) und Känozoikum (Augit-Nephelinit) zeigt. Der
Nachweis von tertiärem Braunlehm kann somit nur über indirekte Methoden erfolgen. Bei
den Profilen B03, B05 und B12 enthalten die Basislagen über dem anstehenden PlänerSandstein (aus geologischer Karte und Geländemorphologie schließbar) sehr tonreiches,
gelbbraunes Material, in das z. T. Basaltoidgrus eingemischt ist (vgl. Kapitel 3.4.2). Hangaufwärts der beiden Aufschlüsse folgt der miozäne Augit-Nephelinit. Die Anwesenheit
116
nennenswerter Mengen von Löss gilt als unwahrscheinlich (vgl. Körnungszusammensetzung, Anlage 2). Die Textur des Substrates ist typisch für Basislagen. Daher kann von solifluidalen Verlagerungsvorgängen ohne wesentliche äolische Substratzufuhr ausgegangen werden. Eine Aufarbeitung des anstehenden Pläner-Sandsteins oder der diesem auflagernden
fluviatilen Sanden und Kiesen ist sehr wahrscheinlich. Wenngleich das direkt Hangende und
Liegende nicht in den Profilen ersichtlich ist, deuten doch zahlreiche Hinweise die stratigraphische Stellung des Basislagenmaterials als solifluidal verlagerten tertiären Braunlehm
(i. S. v. FIEDLER et al. 1994) an. Eine gesicherte Einordnung kann jedoch nicht erfolgen.
Die gelbbraune Farbe des Materials lässt die Präsenz von Haematit nicht zu (SCHEINOST
& SCHWERTMANN 1999), sondern deutet eher auf Eisenhydroxide hin. Diese Minerale entstehen jedoch unter anderen klimatischen und pedogenetischen Rahmenbedingungen als Haematit (DIXON 1995), was eine genetische Parallelisierung mit den Rotlehmen ausschließt. Das
gelbbraune Material kann nicht allein aus den Verwitterungsbildungen des Augit-Nephelinit
bestehen, denn das Mineralspektrum weicht oft zu stark davon ab (Vorkommen von Kaolinit
und Illit/Muskovit, Fehlen von Augit, etc.). Der Tonmineralbestand aus der röntgenographischen Kennzeichnung ist sehr inhomogen (vgl. Kapitel 3.4.2 bzw. Anlage 4). Eine mögliche
Ursache dafür liegt in der periglaziären Überprägung dieser Verwitterungsreste. Glimmer
und Kaolinit finden sich im Spektrum des Pläner-Sandsteins. Aus Profil B07 ist die Bildung
von Smectitphasen aus Augit-Nephelinit ersichtlich. Eine differenzierte Einbeziehung dieser
beiden Gesteine und deren Verwitterungsprodukte kann also die Inhomogenitäten im Stoffbestand der drei untersuchten Lehmproben erklären.
Zuletzt soll noch das unter Kapitel 3.4.1 beschriebene rötliche Material behandelt werden. Für das Vorhandensein von Cristobalit gibt es grundsätzlich zwei Möglichkeiten. Entweder ist das Mineral primärer Bestandteil des basaltoiden Gesteins oder es ist als Hochtemperaturphase (Temperaturen höher als 1000°C, SCHOMBURG 1985) aus Quarz und vor allem
thermisch zersetzen Schichtsilikaten (SCHOMBURG 1984) hervorgegangen.
Die erste Entstehungsursache trifft in diesem Falle nicht zu. Die Röntgendiffraktogramme der Basaltoidproben (Anlage 3) zeigen kein Vorkommen von Cristobalit. Dagegen sprechen viele Anzeichen für die zweite Bildungsmöglichkeit. Ab der Entstehungstemperatur
von Cristobalit sind viele andere Silikate bereits zerstört, die im TUG Buchhübel typischerweise substratbildend vorkommen (Feldspäte, Glimmer, Kaolinit). Insgesamt besteht das
untersuchte Material aus einer siliziumreichen röntgenamorphen Matrix, in der lokal Quarzkörner erhalten sind. Damit ähnelt es mineralogisch keramischen Scherben (SCHOMBURG
1984). Die chemischen Elemente der genannten Silikate sind durch die Elementmappings
(Abbildung 69) beschrieben.
Eine anthropogene Entstehung, etwa im Zuge der Köhlereiwirtschaft (vgl. Kapitel 2.2.3)
kann in Anbetracht der stratigraphischen Stellung des Materials (Cv-Horizont in Basislage
über Basaltoidgestein mit darüberlagerndem Al- und Bt-Horizont aus u.a. äolischem Materi117
al ohne erkennbare holozäne Erosions- und/oder Akkumulationshinweise) als sehr unwahrscheinlich vernachlässigt werden.
Als einzige Ursache für die Bereitstellung von thermischer Energie die ausreicht, um silikatisches Material zu fritten, bleibt die Effusion des basaltoiden Magmas. Solche Vorgänge
sind aus vulkanisch geprägten Gebieten gut bekannt (z.B. Lanzarote, ZÖLLER et al. 2003).
Dort werden Böden durch Lavaflüsse begraben und dabei gefrittet.
Die stratigraphische Stellung der thermisch beanspruchten Substanz widerspricht dieser
Entstehungsweise hingegen. Denn das rote Material liegt direkt dem verwitterten und wahrscheinlich solifluidal verlagerten Basaltoid auf, ist also relativ betrachtet jünger als das magmatische Gestein (als vermeintliche Frittungsursache). Ein spekulativer Lösungsansatz wäre
die Postulierung einer mehrphasigen magmatischen Aktivität im Miozän (vgl. Abbildung
87). Dann könnte sich auf einer älteren Lavadecke das silikatische Ausgangsmaterial angesammelt haben. Nicht unwahrscheinlich wäre dabei eine fluviatile Dynamik. Denn die basaltoide Gesteinsschmelze wird sich in einer talähnlichen Hohlform bewegt haben (Abbildung
87, Phase 2), wie dies auch aus anderen Fällen bekannt ist (Bärenstein, Pöhlberg, Scheibenberg im Mittleren Erzgebirge, WAGENBRETH & STEINER 1990). Die mit Basaltoidgestein ausgekleidete Hohlform könnte erneut von einem Fluss genutzt worden sein, der seine Sedimente abgelagert hat (Abbildung 87, Phase 3). Mit einem zweiten Lavaausfluss wäre dann
die Frittung des Materials möglich (Abbildung 87, Phase 4). Eine Untermauerung dieser
Hypothese steht jedoch weit außerhalb der Intention der vorliegenden Arbeit.
Abbildung 87 – Schematisierte Darstellung des Landberggebietes. Szenario, einer möglichen Entstehung der
geologischen Situation, die zur Ausbildung gefritteter Sedimente geführt haben kann. Eigener Entwurf.
Die auch im Oberboden gefundenen rötlichen Fragmente (vgl. Kapitel 3.4.1) lassen sich
durch solifluidale Verlagerung des Ausgangsmaterials erklären – ein Vorgang, welcher zur
Lagenentstehung beiträgt und bereits mehrfach in dieser Arbeit beschrieben wurde.
118
Eventuell ist das gefrittete Material mit dem Fund des intensiv rot gefärbten Lehms am
Osthang des Landbergs (Profil L06) parallelisierbar, wobei das Substrat in Profil L06 nicht
thermisch beansprucht wurde. Immerhin ist die stratigraphische Stellung ähnlich. Auch der
rote Lehm liegt dem Basaltoidgestein auf. Damit entspräche er zumindest nicht dem oben
beschriebenen präcenomanen Rotlehm im Hangenden des Rhyolithes.
4.2.2. Quartäre Überprägungen
4.2.2.1. Parautochthone Bildungen des Pleistozäns
Die periglazialen Rahmenbedingungen sorgen für intensive physikalische Verwitterung
und Schuttbildung. Dies ist in allen Profilen zu sehen, die auf Ausgangsgesteinen anstehen,
welche zu Schuttbildung fähig sind (Basaltoid, Pläner-Sandstein). In Profilen über Sanden
und Kiesen sowie Lösslehm tritt dieses Merkmal nicht auf. Der Rhyolith ist z. T. so stark zersetzt, dass nur noch feinkörniges Material vorhanden ist (siehe Kapitel 4.2.1). Ansonsten tritt
auch bei Standorten auf diesem Ausgangsgestein Grus in parautochthonen Lagen auf.
Doch nicht nur die Bereitstellung von Skelett ist augenscheinlich. Vor allem dessen
solifluidale Verlagerung (und die des Feinkornanteils) hangabwärts, z. T. über Gesteinsgrenzen hinweg, ist ein typisches Merkmal von Basislagen. Die dadurch hervorgerufenen Gefügeänderungen im Substrat (hangparallele Einregelung der Grobkomponenten, Auflösen von
ggf. vorhandenen Schichtungen im Sediment) sind in den Schürfen stets erkennbar.
Werden Gesteinsgrenzen überflossen, sollte eine Änderung im stofflichen Bestand des
Materials auftreten. Dies ist ebenfalls bei vielen Aufschlüssen direkt (mikroskopische Beschreibung der Gesteinsfragmente) oder zumindest indirekt (mineralogische Komposition)
nachweisbar. Dabei kommt den Basaltoid-Fragmenten sowie dem Mineral Augit eine herausragende Rolle als Indikator für solifluidale Verlagerung zu. Untergeordnet trifft das auch
auf Fragmente von Pläner-Sandstein zu, wenn diese auf Standorten über Rhyolith gefunden
werden. Streng genommen muss geprüft werden, ob die Gesteinsfragmente hangparallel
eingeregelt sind. Sonst könnte derartiges Material auch als in situ Abtragungsrest der cenomanen und miozänen Gesteinsarten interpretiert werden.
Die Körnungszusammensetzung von Basislagen in drei gut voneinander getrennte
Cluster widerspiegelt die heterogenen doch diskreten Gesteinseigenschaften. AugitNephelinit zerfällt nach FIEDLER & SCHMIEDEL (1962) in eine lehmige Feinkornmatrix mit
hohem Skelettanteil. Entsprechend liegt der Hauptanteil des Feinbodens von Basislagen auf
diesem Gestein im Schluff- und Sandbereich. Ähnlich verhält es sich bei Rhyolithstandorten,
wobei dort der Sandgehalt höher ist. Als Ausnahme sind Basislagen auf Pläner-Sandstein
anzusehen. Die Körnungsmuster erstrecken sich über drei Gruppen, die jeweils durch unterschiedliche Sandgehalte voneinander getrennt sind. Diese deutliche Separation des Kör119
nungsspektrums ist für marine Psammite typisch (PETTIJOHN 1957, TUCKER 1996). Leider
existiert vom Pläner-Sandstein selbst keine Granulometrie.
Das Modellierungsergebnis zeigt flächenhaft und zumindest tendenziell jene Bereiche
auf, die durch eine solche solifluidale Überprägung verändert wurden. Um jedoch exakte
Aussagen zur Güte (Verlagerungsweite und Verlagerungswege) machen zu können ist es
nötig, genau die Grenzen der modellhaft ermittelten petrographischen Einheiten im Feld zu
beproben.
Die tatsächliche Verlagerungsweite der Basislage scheint laut Abbildung 78 nicht so groß
zu sein wie jene der äolisch mitbestimmten Lagen, weil an Standorten, die Augit oder Basaltoid-Skelett in die Haupt- oder Mittellagen eingearbeitet haben die Basislage dieser Bestandteile entbehrt. Aber auch an Standorten, die ähnlich weit von der Verbreitungsgrenze des
Augit-Nephelinits entfernt liegen, können Bestandteile dieses Gesteins in Basislagen nachgewiesen werden. Noch bis über die Grenze Pläner-Sandstein – Rhyolith hinaus ist im Feld
eine disperse Blockstreu von Basaltoidgeröllen ersichtlich. Ob es sich dabei um Relikte periglaziärer Prozesse handelt oder holozäne, evtl. sogar anthropogene Vorgänge dafür verantwortlich sind, kann an dieser Stelle nicht geklärt werden.
Fest steht, dass durch die analytischen Methoden die a priori angenommene maximale
solifluidale Verlagerungsweite (100 m, vgl. Kapitel 2.5) von Gesteinen widerlegt werden
konnte. So einfach diese Entkräftung war, so schwierig wird ein „Verbesserungsvorschlag“.
Bereits eingangs wurde die Möglichkeit einer mehrphasigen Mobilisierung von parautochthonen Lagen angedeutet. Zweigliedrige Basislagen, wie in Profil B03, deuten darauf
hin. Zudem kann bei der Hauptlagenbildung das Basislagenmaterial erneut aufgearbeitet
und damit über eine zusätzliche Entfernung hangabwärts bewegt werden. Es erscheint also
im Nachhinein aussichtslos, auf Grundlage der erarbeiteten Daten Aussagen zu machen, um
die Verlagerungsweite einzugrenzen.
Geht man von der Bedingung aus, dass an der Basislagengenese keine äolische Sedimentzufuhr beteiligt ist (AG BODEN 2005), müssten viele der parautochthonen Bildungen auf
Basaltoidgestein verworfen werden. In fast allen Proben treten Glimmer auf, welche nicht
aus dem anstehenden Gestein stammen können. Daher sollte die Definition im Sinne einer
konsistenten Lagenansprache etwas lockerer gefasst werden. Die Glimmerhäufigkeit nimmt
von den Hauptlagen zu den Basislagen hin (unabhängig vom Ausgangsgestein) ab, was diesen Sachverhalt noch einmal unterstreicht.
Das Vorhandensein von Kaolinit in vielen Proben kann nicht das Ergebnis der holozänen
Bodenbildungsprozesse sein. Nach DIXON (1995) sind mehrere tausend Jahre nötig, um nennenswerte Mengen dieser Phyllosilikate über Verwitterungsvorgänge zu bilden. Diese würden dann jedoch noch über eine schlechte Kristallinität verfügen, welche im Röntgendiffraktogramm ersichtlich ist (MOORE & REYNOLDS 1997). Oft wurden aber sehr scharfe und intensive Peaks gemessen (vgl. Anlage 4). Damit muss der Kaolinit als reliktische (aus präceno120
manem Rotlehm oder tertiärem Braunlehm), allochthone (äolisch) oder Aufarbeitungsbildung (Bindemittel des Pläner-Sandsteins) angesehen werden.
4.2.2.2. Allochthon mitbestimmte Bildungen des Pleistozäns
Neben der Bildung und solifluidalen Verlagerung von Frostschutt kommt bei den Mittelund Hauptlagen noch die Lössdeposition mit hinzu. Durch äolische Sedimentzufuhr erfolgt
eine deutliche Loslösung der Sedimenteigenschaften von denen des anstehenden Gesteins.
Diese Prozesse und Merkmale sind nachweisbar durch die makroskopische Ansprache der
Profile, sowie deren granulometrische und mineralogische Eigenschaften.
Das Skelett ist hangparallel eingeregelt, ein deutlicher Hinweis auf solifluidale Verlagerung. Der Schluff ist homogen in den allochthon mitbestimmten Lagen verteilt und spricht
somit für eine synsedimentäre Einarbeitung.
Die Körnungszusammensetzung zeigt eine Dominanz der äolischen Beeinflussung. Eine
Gruppierung auf Grundlage der Sand- und Schluffgehalte, wie sie in den Basislagen auftritt,
besteht hier nicht (vgl. Abbildung 65). Diese Gruppe wird in ihrer Ausdehnung lediglich
durch die 30%-Grenze der Tongröße limitiert und variiert ansonsten erheblich im Schluffgehalt. Die Korngrößenverteilung zeigt ein dominantes Maximum im Schluffbereich, welches
vor allem als allochthon bestimmter Teil aufgefasst werden kann. Der sehr variable Sandanteil als kaum äolisch determinierte Größe hingegen beschreibt eher den autochthonen Bestandteil des Sediments. Auch der Tonanteil in Haupt- und Mittellagen schwankt stark. Allerdings vereinigen sich in dieser Korngrößenfraktion die Folgen dreier Determinanten, die
einen erheblichen Einfluss auf den Tongehalt eines Substrats haben können (vgl. Kapitel 1.3):
•
petrographische Merkmale (granulometrische Zusammensetzung des anstehenden
Gesteins und dessen Verwitterungseigenschaften)
•
äolische Merkmale (Tonpartikel werden als Agglomerate oder an anderen Partikeln
anhaftend äolisch verlagert)
•
pedogene Merkmale (durch Tonmineralneubildung oder Lessivierung kommt es zu
Veränderungen im Tongehalt von Horizonten bzw. Schichten)
Dadurch kann der Tonfraktion keine so abgegrenzte Funktion als Prozess-Proxy zugewiesen werden.
Mineralogisch betrachtet tritt neben dem für einen Standort typischen lithogenen Mineralspektrum auch das äolische (Quarz, Glimmer) hinzu. Es gelingt jedoch nicht immer, auf
ein und dieselbe Weise bei allen Proben den Beweis für allochthone Sedimentzufuhr zu
erbringen. Es muss sowohl auf mikroskopische als auch röntgenographische Untersuchungen zurückgegriffen werden.
121
4.2.2.3. Pedogene Bildungen
Das Muster der Böden und dessen Zusammenhang mit Reliefeigenschaften wurde
bereits diskutiert. Einen weiteren entscheidenden Einfluss auf die Bodenbildung hat aber
auch der Charakter des Ausgangssubstrates. Und umgekehrt erfährt das Ausgangssubstrat
eine differenzierte pedogene Überprägung.
Auffällig ist, dass Standorte auf Rhyolith zu hydromorphen Böden (Pseudogleye) neigen. Doch auch auf Lösslehm finden durch Wasserstauung geprägte Bodenbildungsprozesse
statt. Geht man davon aus, dass äolisches Material in Haupt- und vor allem Mittellagen eine
dominante Rolle spielt, wird nachvollziehbar, dass auch auf Pläner-Sandstein Pseudogleye
auftreten, obwohl diese Psammite eigentlich gut dränende Eigenschaften besitzen. Dabei
wird ein Hauptproblem der geologischen Karteninhalte deutlich. Quartäre Lagen sind dort
nicht berücksichtigt, obwohl diese allem Anschein nach einen erheblichen Einfluss auf Bodentypen ausüben.
Dreischichtprofile (Basis-, Mittel- und Hauptlage) entwickeln sich immer dann, wenn
die Lössdeposition ausreicht, um die sommerliche Auftauzone größtenteils vom parautochthonen Untergrund zu trennen. In Dreischichtprofilen sind dann auch im TUG
Buchhübel stets Anzeichen für hydromorphe Verhältnisse (Bleichzonen, Rostflecken, etc.)
zu finden. Zweischichtprofile (Basis- und Hauptlage) hingegen deuten auf weniger
mächtige Lössdeposition hin. Dort sind in vielen Fällen Braunerden entwickelt. Es herrschen also oxidierende Bedingungen.
Wie erwähnt verändert die postsedimentäre Bodenbildung auch das periglazial akkumulierte Substrat. Dies äußert sich makroskopisch in erster Linie durch das Vorhandensein
von organischer Substanz, die Ausbildung von Horizonten und eine Veränderung der
Eigenschaften des Ausgangsmaterials (Farbe, Körnung, Gefüge, etc.).
Vor allem analytisch fassbar sind die Veränderungen der granulometrischen und mineralogischen Eigenschaften. Erstere manifestieren sich in der pedogen verstärkten chemischen
Verwitterung des Solums. Daraus resultiert eine Verlehmung des Substrats (SCHEFFER &
SCHACHTSCHABEL 2002). Problematisch ist allerdings die Differenzierung zwischen pedogenem und allochthon zugeführtem Feinkornanteil.
Durch bodenbildende Prozesse kommt es zur Entstehung sekundärer Tonminerale (Abbildung 88). Diese zeichnen sich vor allem durch ihre geringe Korngröße (meist unter 2 µm)
und eine gewisse strukturelle Fehlordnung aus (DIXON 1995). Beide Eigenschaften äußern
sich im Texturdiffraktogramm. Tonminerale geringer Größe und/oder hoher struktureller
Fehlordnung erzeugen breite, niedrige Peaks im Diffraktogramm (MOORE & REYNOLDS
1997).
Kaolinit tritt in zahlreichen Proben auf und ist dabei nicht an bestimmte Horizonte gebunden. Meist sind die Peaks (7.16 und 3.57 Å) scharf ausgebildet. Es liegt daher nahe, dieses
Tonmineral als reliktischen Bestandteil anzusehen (vgl. Kapitel 4.2.2.1).
122
Abbildung 88 – Bildungs- und Umbildungspfade von Tonmineralen. Aus SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL (2002).
Chlorite hingegen treten bevorzugt in deutlich pedogen beeinflussten Oberböden (Ah-,
Sw-, Sd-, Al-, Bt-, Bv-Horizonte) auf. 14-mal wurde dort ein deutliches Signal in den Texturdiffraktogrammen identifiziert, 11-mal finden sich zumindest undeutliche Spuren dieser
Phyllosilikate. Nur eine Probe aus den erwähnten Horizonten enthält keine Chlorite. CvHorizonte hingegen zeigen nur dreimal undeutliche Anzeichen für diese Tonminerale. In
den Proben der Verwitterungshorizonte konnten meist keinerlei Peaks bei 14.14 und/oder
4.71 Å erkannt werden. Damit kann man Chlorite gut mit durch Bodenbildung wesentlich
geprägten Horizonten in Verbindung bringen. Sie besitzen also eine Indikatorfunktion für
Pedogenese. Aus dem anstehenden Gestein bzw. dem in der geologischen Karte vermerkten
Lösslehm können Chlorite nicht primär hervorgehen, in den entsprechenden Diffraktogrammen finden sich keinerlei Hinweise. Allein der Phyllit enthält nennenswerte Mengen
davon. Allerdings existiert im gesamten TUG Buchhübel kein Hinweis auf die Anwesenheit
dieses Gesteins. Auch die Art der Peaks (meist breit und wenig intensiv) deutet auf eine eher
sekundäre Entstehung bzw. eine geringe Korngröße hin.
Neben der Entstehung sekundärer Minerale kommt es durch die pedogene Substratüberprägung auch zur Zerstörung primärer Minerale. Vor allem verwitterungslabile Phasen
wie das Inselsilikat Olivin oder Carbonatminerale werden bevorzugt zersetzt (RÖSLER 1991).
Ein Ausdruck dessen ist das völlige Fehlen von Mineralen wie Calcit in den röntgenographischen Untersuchungen. So wird auch im Erläuterungsband zur geologischen Karte des Gebietes (DALMER 1888) stets von carbonatfreiem Lösslehm geschrieben. Die leicht verwitterbaren Bestandteile des Basaltoidgesteins (Olivin, Nephelin) können ebenfalls nur direkt auf
Standorten über ebenjenem Material erkannt werden. Allein der etwas stabilere Augit (RÖSLER 1991)
tritt auch über anderen Ausgangsgesteinen auf.
123
Die mit der Verbraunung einhergehende Anreicherung von Eisenoxiden und -hydroxiden
ist röntgenographisch kaum fassbar. Hingegen ergibt die visuelle Bemusterung der Substratproben meist deutliche Hinweise auf die Anwesenheit dieser Verbindungen. In Anlage 6
sind einige Beispiele für Eisenoxid/hydroxid-Beläge gegeben.
Insgesamt finden sich also mehrfach deutliche Nachweise der pedogenen Überprägung
des pleistozän verlagerten Substrates.
4.2.2.4. Kolluviale Bildungen
Die Identifizierung anthropogener Einflussnahme ist kein Hauptziel dieser Arbeit. Deshalb wurden auch nicht, wie eigentlich dahingehend notwendig, die Ah-Horizonte eines
jeden Standorts beprobt. Diese sind ohnehin nur geringmächtig (um 8 cm, vgl. Kapitel 3.1.1)
ausgebildet. Darunter folgende Horizonte (Al, Sw, Bv) wurden stets beprobt und analysiert.
Niemals konnten Hinweise auf eine holozäne Schichtgrenze im Substrat gefunden werden, die auf kolluviale Prozesse hindeutet. Der Übergang zwischen den Horizonten ist immer typisch für pedogene Bildungen. Anzeichen für Profilkappungen waren genauso wenig
ersichtlich im gesamten Untersuchungsgebiet. Wenngleich dies bei gekappten Braunerden
nicht so einfach zu beurteilen ist wie z.B. bei gekappten Parabraunerden (wo bei einem
mächtigen Bt-Horizont und fehlendem oder sehr geringmächtigem Al-Horizont die Kappung sehr offensichtlich ist).
Es bleibt anzumerken, dass die Informationen aus einem Bohrstockprofil unter Umständen nicht ausreichen könnten, um Diskordanzen nachzuweisen. Schichtgrenzen quartärer
Lagen hingegen sind, wie die bisherige Arbeit gezeigt hat, durchaus ersichtlich. Zudem lassen auch die untersuchten Schürfe keinerlei Zweifel am Fehlen bodenerosiver Schichtgrenzen aufkommen. Damit gelangt man zu dem Schluss, dass im TUG Buchhübel zumindest
flächenhaft keine nachweisbare Abtragung und Wiederablagerung von Bodenmaterial
stattgefunden haben kann.
Trotzdem wurden in jeder zehnten aller untersuchten Proben (63) und entsprechend jeder fünften Probe aus Oberbodensubstrat (31) dispers verteilte Holzkohleaggregate nachgewiesen. Es besteht also ein scheinbarer Widerspruch zwischen der beobachteten Präsenz
eines Indikators für Bodenerosion und den damit verbundenen Profileigenschaften (Kappungen, Diskordanzen, Kolluviengefüge, etc.; vgl. BORK et al. 1998, LEOPOLD 2003, FRÖHLICH
et al. 2005). Wie soll dispers verteiltes Holzkohlenmaterial in die obersten Dezimeter des
Bodens eingemischt werden, ohne dazu eine laterale Substratverlagerung verantwortlich
machen zu können?
In Kapitel 2.4.3.1 wurde eine Möglichkeit vorgestellt, die dieses Problem erklären könnte. Sie geht davon aus, dass das Untersuchungsgebiet niemals landwirtschaftlich genutzt
wurde, sondern immer von Wald bestockt gewesen ist (vgl. Nutzungsgeschichte, Kapitel
124
2.2.3). Flächenhafter Bodenabtrag, wie er von agrarisch genutzten Flächen allgemein bekannt
ist (BLUME 1992), hat somit nicht stattgefunden. Stattdessen wurde jedoch der Wald intensiv
genutzt. Die Bereitstellung von Holzkohle ist durch die Köhlereiwirtschaft ohne Probleme zu
erklären. Im Zuge der Waldweide- und Forstnutzung ist eine Störung der obersten Dezimeter des Bodens (z.B. Holzeinschlag, Rückespuren, Wegenetze, Viehtritt) ebenfalls sehr wahrscheinlich. Diese Eingriffe in den oberflächennahen Untergrund besitzen jedoch eher vertikalen Charakter. Das Material wird nicht über weite Distanzen lateral verfrachtet, sondern nahezu in situ mit dem Substrat vermischt.
Allerdings muss dabei angemerkt werden, dass sich im Landberggebiet keine typischen
Spuren der Köhlereiwirtschaft wie Meilerstandorte (HEUSER-HILDEBRANDT 2004) finden lassen. Zudem existieren auf dem lössbedeckten Landbergplateau, nur wenige Kilometer vom
Buchhübelgebiet entfernt, durchaus Hinweise auf kolluviale Störungen des oberflächennahen Untergrundes. Bei einer Begehung des Landbergplateaus im Rahmen einer Lehrveranstaltung im Juli 2006 wurden gekappte Parabraunerden, kleinräumig stark schwankende
Horizontmächtigkeiten sowie Holzkohlefragmente in Hauptlagensubstrat nachgewiesen. In
Kapitel 4.1.2.2 wurde erwähnt, dass die Hauptlagenmächtigkeit nicht ganz an die typischen
Werte heranreicht, wie sie in der Literatur beschrieben sind (vgl. AG Boden 2005). Dieses
Fehlen einiger cm Substrat spricht wiederum für eine Erosion von Material.
In der näheren Umgebung des Buchhübelgebietes finden sich Hinweise auf anthropogen
verursachte Bodenerosion, im Buchhübelgebiet selbst jedoch nicht. Menschliche Einflussnahme im weitesten Sinne steht jedoch nach Lage der Dinge außer Zweifel. Es kann also keine endgültige Klärung der gefundenen Verhältnisse gegeben werden.
125
5. Würdigung der Methoden - Ausblick
5.1. Eingesetzte Methoden
5.1.1. Feldmethoden
Die im Feld aufgenommenen Profildaten (Schürfe und Bohrstocksondierungen) sind die
wichtigste Informationsquelle der gesamten Arbeit. Entsprechend muss sich die Aufnahmestrategie an den Zielen der Untersuchung orientieren. Im vorliegenden Falle entstand die
Feldkampagne vor dem Hintergrund, möglichst gleichverteilt Daten über den oberflächennahen Untergrund zu erheben und dabei allseitig die Reliefsituationen einzubeziehen. Dies
darf mit Blick auf das Ergebnis der Mächtigkeitsmodellierung äolisch mitbestimmter Lagen
als erfolgreich gelten. Für die Validierung der Modellierung der solifluidalen Verlagerungswege allerdings wäre eine andere Strategie angebrachter gewesen. Dabei hätten bevorzugt
die Gesteinsgrenzen selbst sowie rechtwinklig dazu verlaufende Profilsequenzen beprobt
werden müssen, was zwangsläufig dem zuvor erwähnten Ziel entgegensteht.
Die Erkennung von Schichtgrenzen aus den Profilen, speziell den Bohrstocksondierungen, gelang in fast allen Fällen problem- und fehlerlos. Prekärer ist hingegen die Limitierung
der Teufe der Aufschlüsse. Seien es die nicht bis in das unverlagerte anstehende Gestein hinein offenen Schürfe oder der nur einen Meter lange Pürkhauer-Bohrstock. Die Folge ist eine
Nichterfassung aller quartären Lagen eines Standorts. Vor allem die Basislagenmächtigkeit
konnte fast nie korrekt ermittelt werden. Eine Verlängerung der Bohrstocksonde würde auch
nicht unbedingt eine Verbesserung der Situation herbeiführen können (vgl. Kapitel 2.4.1).
Somit bliebe nur die Anlage weiterer Schürfe als Alternative, um vor allem die Modellierung
der Basislagenmächtigkeit durchführen zu können. Dies würde jedoch den Rahmen einer
solchen Arbeit bei weitem sprengen.
Für die Erweiterung des Untersuchungsgebietes im Zuge des Modellierungsalgorithmus
über die Grenzen des Buchhübelgebietes hinaus ist nicht unbedingt eine exzessive Mehranzahl von Aufschlüssen nötig. Das CoKriging-Verfahren ist im Wesentlichen darauf angewiesen, Zusammenhänge zwischen Reliefparametern (aus dem DGM abgeleitet) und gemessenen Werten zu verarbeiten. Es muss also vor allem der Grundsatz einer möglichst allumfassenden Wiedergabe aller möglichen Reliefsituationen (Hangposition, Exposition, Neigung,
Krümmung, etc.) durch die beprobten Standorte gewahrt bleiben.
126
Die Entnahme von Probenmaterial aus den Bohrstockprofilen gelang in den meisten Fällen problemlos. Diese Methode zur Gewinnung von Analysesubstanz ist also erfolgreich,
wenngleich der Skelettanteil einer Probe unterrepräsentiert sein kann.
Nicht überprüft werden konnte die Güte der Verortung der einzelnen Standorte. Wie
erwähnt, kann durch die Arbeit mit Schrittmaß, Karte und Kompass eine Ungenauigkeit im
Bereich mehrerer Meter entstehen. Es wäre also angebracht, für zukünftige Arbeiten genauere Positionsbestimmungen (per GPS) vorzunehmen.
5.1.2. Labormethoden
Bei der mikroskopischen Bemusterung der Substratproben wurden qualitative Merkmale bestimmt. Aussagekräftiger wäre eine quantitative Herangehensweise gewesen, z.B. die
Anteile der vorkommenden Gesteinsbruchstücke zu bestimmen. Um dabei keine subjektiv
begründeten Ungenauigkeiten herbeizuführen, ist ein hoher Bearbeitungsaufwand (beschrieben in TUCKER 1996) nötig, der m. E. dem Umfang einer solchen Arbeit nicht angemessen ist. Ebenso hätte eine Trennung des Probenmaterials z.B. in Fraktionen >2000, 2000-200
und 200-80 µm vor der Mikroskopierung erfolgen können, um eine bessere Differenzierung
zwischen parautochthonem und allochthonem Material zu erlangen und auch die einzelnen
Bestandteile besser bestimmen zu können. Damit ist jedoch eine Verdreifachung des Analyseaufwandes verbunden.
In der Arbeit konnte auf bestehenden Korngrößenmessungen aufgebaut werden. Für
zukünftige Untersuchungen aber führt sicherlich kein Weg vorbei an eigenen granulometrischen Messungen. Die bei den Bohrstocksondierungen entnommenen Probenmengen
(15-20 g) reichen dafür aus. Auf diese Weise erhält man automatisch Korngrößenfraktionen
für die oben erwähnte differenzierte mikroskopische Untersuchung. Unter Umständen,
wenn auf eine breitere Datenbasis gestellt, könnte dann auch die Auswertung der sedimentpetrographischen Kennwerte bessere Ergebnisse liefern als dies jetzt der Fall ist.
Als mineralogische Untersuchungsmethode kam der qualitativen Röntgendiffraktometrie eine wichtige Rolle zu. In fast allen Fällen konnten die in einer Probe enthaltenen Mineralphasen bestimmt und anschließend als Prozessindikator verwendet werden. Auch die
Interpretation der Texturdiffraktogramme zur Ermittlung des Tonmineralbestandes konnte
wichtige Hinweise auf die indikative Funktion einiger Phyllosilikate liefern. An der Methode
XRD selbst wird nicht viel verändert werden können, wohl aber an der Probenvorbehandlung. Beispielsweise wäre es interessant, bei Sedimentgesteinen (Pläner-Sandstein) das Bindemittel separat zu untersuchen. Eine Anreicherung von Spurenmineralen (Schwerminerale)
könnte gute Hinweise auf äolischen Einfluss oder gar Paläowindrichtungen geben. Die Substratproben selbst könnten ebenfalls korngrößensepariert untersucht werden, um – ähnlich
wie bei der mikroskopischen Analyse – genetisch voneinander entkoppelte Fraktionen ge127
nauer zu kennzeichnen. Zuletzt soll noch auf die Möglichkeit einer quantitativen Röntgenphasenanalyse hingewiesen werden. Dadurch wäre es wahrscheinlich möglich, sehr genaue
Aussagen zur Menge allochthoner Bestandteile im Substrat zu machen und daraus die Intensität solifluidaler und äolischer Prozesse zu beschreiben. Alle diese weiterführenden Analysestrategien sind jedoch mit einem erheblichen Mehraufwand an Zeit, Kosten und Datenmaterial verbunden und können nicht mehr im Rahmen dieser Arbeit erbracht werden.
5.1.3. Modellierungsansatz
In dieser Arbeit wurde ein Modellierungsansatz vorgestellt, um Vorhersagen über die
stoffliche Zusammensetzung und Mächtigkeit von quartären Lagen zu machen. Dabei gingen zahlreiche steuernde Parameter in die Berechnungen ein.
Für die Ermittelung der stofflichen Eigenschaften wurde die solifluidale Massenverlagerung am Hang über einen Abflussalgorithmus simuliert. Der sog. convergence index (OLAYA
2004) steuert dabei wesentlich das Abflussverhalten und damit die Verteilungswege des Materials. Anhand von gemessenen Lageneigenschaften kann die in dieser Arbeit verwendete
Einstellung überprüft und ggf. verbessert werden. Wie in Kapitel 5.1.1 erwähnt wurde, sind
die bestehenden Profile nicht optimal verteilt, um eine Validierung und Anpassung des convergence index vorzunehmen. Es obliegt also weiterführenden Anstrengungen, diesen Modellparameter zu überprüfen.
In Kapitel 2.5.1 wurde deutlich, dass das verwendete DGM teilweise fehlerhaft ist. Zukünftig sollte also darauf geachtet werden, dass die Grundlagendaten keine solchen Mängel
aufweisen. Wenn dies nicht möglich ist, kann nur über Bereinigungsmaßnahmen (vgl. BEHRENS
2003) versucht werden, die Unzulänglichkeiten zu vermindern. Alternativ steht noch
die Erstellung eines DGM aus Primärdaten als Möglichkeit im Raum. Von Vorteil wäre dabei, dass durch die Aufnahme von Höhendaten im Feld ein für die Untersuchung angepasstes Geländemodell entwickelt werden kann. Allerdings ist der Bearbeitungsaufwand trotz
elektronischer Hilfsmittel (z.B. Differential GPS) immens.
Für die Mächtigkeitsmodellierung der einzelnen Lagen wurden aus dem DGM mehrere
Parameter abgeleitet und zu mächtigkeitsbeschreibenden Faktoren kombiniert. Dabei konnte
in dieser Arbeit kaum auf bestehenden Literaturhinweisen aufgebaut werden. Die Optimierung der Parameter-Verknüpfungen z.B. auf Grundlage einer Vielzahl gemessener Werte
war nur in sehr beschränktem Umfang möglich. Die zukünftige Weiterführung der Thematik
sollte also u.a. folgende Schwerpunkte untersuchen:
•
Einfluss der Wichtung des Wertespektrums (Transformation von Einzelfaktoren)
•
Einfluss einer differenzierten und gewichteten Kombination der Faktoren
•
Wirkung des Einsatzes weiterer/anderer Primärfaktoren (z.B. andere Krümmungsparameter, Hangpositionsanzeiger, etc.)
•
Tatsächlicher Einfluss der Hangneigung als Limitierung und Mediator von Prozessen.
128
Kapitel 2.5.5.2 beschreibt die Problematik der Faktorisierung von Expositionswerten. Unter Umständen existiert eine sinnvollere als die hier verwendete Methodik.
Die Einbeziehung der Krümmung beschränkt sich auf die Betrachtung der proximalen
Werte. Vielleicht kann über die Erweiterung der proximalen Wölbung um eine inverse distance weighted – Interpolation der Wölbung mittels gleitender Filtertechniken (vgl. Kapitel
2.5.5.2) auch die standortsnahe Reliefform implementiert werden.
Weiterhin wird über das CoKriging-Verfahren weitreichender Einfluss auf das Modellierungsergebnis genommen. Eine Validierung und Optimierung der zahlreichen Einstellungsmöglichkeiten (Semivariogramm-Modell, Lag- und Bin-Modifikationen, Größe und
Form des Suchradius, etc.) dieses Approximationsansatzes ist an eine breitere als die hier
verwendete Datenbasis geknüpft.
Bei den in Kapitel 1 beschriebenen Grundlagen wurde deutlich, dass auch das Ausgangsgestein wesentlichen Einfluss auf Verlagerungswege, Transportweite und Mächtigkeit
der einzelnen Lagen hat (vgl. auch SCHOLTEN 2003). Eine künftige Erweiterung des hier vorgestellten Modellansatzes könnte also diese Problematik mit einbeziehen, um das Fehlermaß
noch weiter zu verringern, um sich noch mehr der Wiedergabe von tatsächlichen Lageneigenschaften zu nähern.
129
5.2. Ausblick
Die Arbeit hat gezeigt, dass es möglich ist, den oberflächennahen Untergrund durch verschiedenste Ansätze zu beschreiben. Die Strukturierung durch periglaziäre Lagen konnte in
vielen Fällen bestätigt werden. Auch die sedimentpetrographische und mineralogische
Kennzeichnung dieser Lagen gelang in weiten Teilen. Ausgehend von den an der Bildung
der Lagen beteiligten geomorphologischen Prozessen und deren Manifestation in den Sedimenten selbst konnten Gesetzmäßigkeiten abgeleitet werden, mithilfe derer flächenhafte
Vorhersagen zur stofflichen Zusammensetzung und Mächtigkeit der einzelnen Schichtglieder möglich sind.
Es bleibt jedoch zukünftigen Anstrengungen vorbehalten, die vorgestellten Ergebnisse
weiter zu differenzieren, auszubauen und verfestigen. Auf den Modellierungsresultaten
können andere Untersuchungen aufbauen. Schließlich sei noch einmal auf die Ermittlung
des Faktors Hangcharakter (Kapitel 2.5.3.2) hingewiesen. Vielleicht steckt in diesem Ansatz
Potential, um damit geomorphographische Analysen auf digitalem Wege vorzunehmen.
130
Die seltsamen Wege des Rhombenporphyrs
Vor unglaublich langer Zeit,
bahnte sich eine Lava ihren Weg durch die Erdkruste
hinauf an die Oberfläche, um in der Gegend von Oslo
als mehrfach aktiver Deckenerguss zur Ruhe zu gelangen.
Die Ruhe währte jedoch nicht lange.
Bald rissen die wandernden Inlandeismassen Bruchstücke davon mit sich.
Durch Flüsse und Wellen bewegt fanden diese sich wieder im Norden von Deutschland.
Erneut gelangten die Gesteine zur Ruhe
Die Ruhe währte jedoch nicht lange.
Bald rissen fleißige Menschen die Steine aus dem Boden
und pflasterten damit ihre Straßen.
Wieder einmal kamen die Steine zur Ruhe.
Die Ruhe währte jedoch nicht lange.
Bald entrissen Hammerschläge und Studentenhände sie gewaltsam dem neuen Verband,
um damit ihre Gesteinssammlung zu vervollständigen.
Endlich kamen die Steine zur Ruhe.
So liegen die Rhombenporphyrgeschiebe mitunter heute noch
in studentischen Sammlungen
und harren einer erneuten Umsiedlung...
131
Literaturverzeichnis
AG Boden (Hrsg., 1994): Bodenkundliche Kartieranleitung. – 4. Auflage, Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung: 292 S.
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Expertengespräche
Prof. Dr. Siedel, Institut für Geotechnik.
137
Abbildungen
Die Abbildungsbeschriftungen entsprechen den im Text kursiv hervorgehobenen Teilen.
Abbildung 1
Typischer Aufbau eines quartär überprägten Standortes ......................................... 5
Abbildung 2
Paradoxie einer korrekten Ausweisung mehrgliedriger Lagen ................................. 6
Abbildung 3
Strukturboden aus einem rezenten Periglazialgebiet............................................ 11
Abbildung 4
Profile des solifluidalen Bodenversatzes ............................................................. 12
Abbildung 5
Reliefabhängigkeit der Lössdeposition................................................................ 14
Abbildung 6
Reliefbedingte Bodenfeuchte als Lössfalle .......................................................... 14
Abbildung 7
Korrelationsmatrix von Reliefparametern und Lageneigenschaften........................ 16
Abbildung 8
Schwellenwert der Windgeschwindigkeit zur Erosion verschiedener
Korngrößen ..................................................................................................... 18
Abbildung 9
Beispiel für eine Rekonstruktion der erosiven Reliefentwicklung ........................... 22
Abbildung 10
Lage des Tharandter Waldes............................................................................. 25
Abbildung 11
Satelliten- und Luftbildaufnahmen des Tharandter Waldes................................... 26
Abbildung 12
Klimadiagramm der Station Grillenburg im Tharandter Wald.................................... 26
Abbildung 13
Verbreitung oberflächig anstehender Gesteine im Tharandter Wald ...................... 27
Abbildung 14
Flächenanteile wichtiger oberflächig anstehender Gesteine .................................. 29
Abbildung 15
Verbreitung anstehender Gesteine im Landberggebiet......................................... 30
Abbildung 16
Flächenanteile der Gesteine im Landberggebiet .................................................. 30
Abbildung 17
Pollenprofil aus der Aue des Warnsdorfer Baches................................................ 33
Abbildung 18
Archäologische Fundstellen im Tharandter Wald ................................................. 34
Abbildung 19
Teilweiser Offenlandcharakter des Tharander Waldes.......................................... 35
Abbildung 20
Probennahmestellen im Landberggebiet............................................................. 36
Abbildung 21
Mechanischer Probenzerkleinerer ...................................................................... 36
Abbildung 22
Pulverpräparat für die Röntgendiffraktometrie .................................................... 37
Abbildung 23
Lokalitäten der Beprobung von Schürfen und Bohrstocksondierung
im Landberggebiet ........................................................................................... 41
Abbildung 24
Abbildung 25
Veranschaulichung der Probennahme aus Bohrstocksondierungen........................ 42
Aufbereitung des Probenmaterials als Texturpräparat für die Röntgenphasenanalyse ................................................................................................. 43
Abbildung 26
Zusammenhang zwischen zyklischem Klima- und Vegetationswandel.................... 45
Abbildung 27
Vergleich des Gefüges verschiedener quarzhaltiger Gesteine................................ 47
Abbildung 28
Texturdiffraktogramme zur Veranschaulichung der Auswertemethodik.................................................................................................................. 51
Abbildung 29
Schummerungsdarstellung................................................................................ 53
Abbildung 30
Vereinfachte Parametrisierung der Mächtigkeitsabschätzung von
solifluidal geprägten Lagen ............................................................................... 55
Abbildung 31
Umwandlung der geologischen Informationen vom Vektorformat in
das Rasterformat ............................................................................................. 57
Abbildung 32
Modellierung der Verbreitung von Basaltoid-Gesteinsmaterial............................... 58
138
Abbildung 33
Theoretische Bedingungen für die Modellierung der relativen Mächtigkeit von Basislagen....................................................................................... 60
Abbildung 34
Schema der Ermittlung des Mengenfaktors......................................................... 61
Abbildung 35
Krümmungswerte für den westlichen Teil des Landberggebietes ............................ 62
Abbildung 36
Krümmungsfaktor zur Beschreibung der relativen Mächtigkeit von
Basislagen....................................................................................................... 63
Abbildung 37
Funktionen zur Transformation von Neigungswerten ........................................... 64
Abbildung 38
Neigungsfaktor zur Beschreibung der relativen Mächtigkeit von Basislagen .......................................................................................................... 65
Abbildung 39
Mächtigkeitsfaktor, kombiniert aus Mengen-, Krümmungs- und Neigungsfaktor zur Beschreibung der relativen Mächtigkeit von Basislagen................................................................................................................. 65
Abbildung 40
Flussdiagramm der Verfahrensschritte zur Ableitung der Mächtigkeiten äolisch beeinflusster Lagen ......................................................................... 68
Abbildung 41
Theoretische Bedingungen für die Modellierung der Menge und Verteilung äolischer Sedimentzufuhr....................................................................... 69
Abbildung 42
Vergleich der Auswirkungen verschiedener Expositionsdatensätze ........................ 71
Abbildung 43
Ausweisung von Reliefelementen durch Umklassifizierung der Neigungswerte ..................................................................................................... 71
Abbildung 44
Schematische Darstellung der digitalen Nachbarschaftsanalyse von
Rasterdatensätzen............................................................................................ 73
Abbildung 45
Ausweisung von Reliefelementen durch Umklassifizierung ................................... 73
Abbildung 46
Einfluss verschiedener Rasterweiten des Ausgangs-DGM ..................................... 74
Abbildung 47
Fünffach überhöhte Darstellungen des S-Berg-Gebietes ........................................ 75
Abbildung 48
Mächtigkeitsfaktor, kombiniert aus Hangcharakter-, Mengen-,
Krümmungs- und Neigungsfaktor zur Beschreibung der relativen
Mächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen ........................................................... 76
Abbildung 49
Abbildung 50
Verbreitung der Bodentypen im Teiluntersuchungsgebiet Buchhübel .................... 81
Konfiguration der quartären Lagen im Teiluntersuchungsgebiet
Buchhübel ....................................................................................................... 83
Abbildung 51
Gesteinsprobe G-L05a ...................................................................................... 84
Abbildung 52
Gesteinsprobe G-L05b ...................................................................................... 84
Abbildung 53
Mikroskopisch sichtbare Gefügeformen des Pläner-Sandsteins.............................. 84
Abbildung 54
Gesteinsprobe G-L04 ......................................................................................... 85
Abbildung 55
Gesteinsprobe G-L06a ...................................................................................... 85
Abbildung 56
Gesteinsprobe G-L06b ...................................................................................... 85
Abbildung 57
Gesteinsprobe G-L07........................................................................................ 86
Abbildung 58
Gesteinsprobe G-L01a ...................................................................................... 86
Abbildung 59
Gesteinsprobe G-L01b ...................................................................................... 86
Abbildung 60
Gesteinsprobe G-L01c ...................................................................................... 87
Abbildung 61
Verwitterte Basaltoidknolle................................................................................ 87
Abbildung 62
Gesteinsprobe G-L09 ......................................................................................... 87
Abbildung 63
Lage der beprobten Standorte im TUG Buchhübel mit dazugehöriger
Untersuchungsstrategie..................................................................................... 90
Abbildung 64
Relative Häufigkeit mikroskopierter Substrateigenschaften................................... 91
139
Abbildung 65
Vergleich der Körnungszusammensetzung von Substratproben I .......................... 94
Abbildung 66
Vergleich der Körnungszusammensetzung von Substratproben II ......................... 95
Abbildung 67
Aufschlüsse L02 und L06 am Nordhang des Landbergs........................................ 98
Abbildung 68
Mikroskopisches Bild von rotem Material aus Aufschluss L02................................ 98
Abbildung 69
Ergebnisse der REM-ESMA-Untersuchung einer Probe aus dem Profil
L02 vom Landberg ........................................................................................... 99
Abbildung 70
Mikroskopisches Bild von intensiv rot gefärbtem Substrat eines CvHorizonts am Nordostrand des Landbergs .........................................................100
Abbildung 71
Aufschlüsse, die nach einem Schichtwechsel tonig lehmiges Material
zeigen............................................................................................................100
Abbildung 72
Vergleich von Texturdiffraktogrammen .............................................................101
Abbildung 73
Mikroskopisches Bild kugelig-schaliger Quarzaggregate ......................................102
Abbildung 74
Auskleidung eines kugelförmigen Hohlraums im Substrat ...................................102
Abbildung 75
Darstellung der modellierten Verbreitungsgebiete solifluidal verlagerten Materials ..................................................................................................103
Abbildung 76
Modellierte petrographische Einheiten für das Landberggebiet ..............................104
Abbildung 77
Modellierung der Verbreitung von solifluidal verlagertem Gesteinsmaterial .........................................................................................................106
Abbildung 78
Vergleich von modellierten und gemessenen Verbreitungsmustern I....................107
Abbildung 79
Vergleich von modellierten und gemessenen Verbreitungsmustern II ..................108
Abbildung 80
Modellierte Gesamtmächtigkeit der äolisch mitbestimmten Lagen........................109
Abbildung 81
Modellierte Mächtigkeit der Haupt- und Mittellage..............................................109
Abbildung 82
Darstellung des Zusammenhangs zwischen Exposition eines Standortes und der modellierten Mächtigkeit äolisch mitbestimmter Lagen......................110
Abbildung 83
Differenz zwischen modellierter und gemessener Lagenmächtigkeiten ................................................................................................................110
Abbildung 84
Zusammenhang zwischen gemessener und modellierter Mächtigkeit
äolisch mitbestimmter Lagen ...........................................................................111
Abbildung 85
Trendplot für die räumliche Verteilung des Vorhersagefehlers .............................111
Abbildung 86
Anzeichen für nicht solifluidal verlagertes Material in Profil B08 ...........................113
Abbildung 87
Schematisierte Darstellung des Landberggebietes..............................................118
Abbildung 88
Bildungs- und Umbildungspfade von Tonmineralen ............................................123
140
Tabellen
Tabelle 1
Vorstellung primärer Reliefparameter................................................................. 15
Tabelle 2
Chemische Zusammensetzung einiger Gesteine des Tharandter Waldes ................................................................................................................. 31
Tabelle 3
Geräte, Messbedingungen und Probenpräparation für die Röntgendiffraktometrie................................................................................................. 38
Tabelle 4
Geräte, Messbedingungen und Probenpräparation für die spezielle
Materialanalytik ............................................................................................... 39
Tabelle 5
Sedimentpetrographische Kennwerte................................................................. 49
Tabelle 6
Deskriptive Statistik der Mächtigkeiten von Hauptlagen ....................................... 68
Tabelle 7
Deskriptive Statistik zu den Lagenmächtigkeiten................................................... 83
Tabelle 8
Übersicht der Ergebnisse der röntgenographischen Analyse der Gesteinsproben ................................................................................................... 88
Tabelle 9
Deskriptive Statistik zu mikroskopierten Merkmalen von Substratproben................................................................................................................. 92
Tabelle 10
Übersicht der Ergebnisse der röntgenographischen Analyse der Substratproben ..................................................................................................... 96
Tabelle 11
Chemische Zusammensetzung einer Probe aus dem Profil L02 ............................. 99
Tabelle 12
Modellierte petrographische Einheiten für das Landberggebiet (Legende) ...................105
141
Anlagen zur Diplomarbeit
Anlage 1
Abbildungen der Schürfe im Landberggebiet............................................................2
Anlage 2
Granulometrie und sedimentpetrographische Kennwerte untersuchter Profile .................................................................................................................5
Anlage 3
Röntgendiffraktogramme untersuchter Gesteinsproben..........................................7
Anlage 4
Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben ........................................12
Anlage 5
Ergebnisse der mikroskopischen Bemusterung der Substratproben....................51
Anlage 6
Fotos von typischen Substrateigenschaften..............................................................53
Anlage 7
Parameter und Fehlermaße für die Cokriging-Interpolation.................................55
Anlage 8
CD mit digitalem Datenmaterial................................................................................57
1
Anlage 1 – Abbildungen der Schürfe im Landberggebiet
2
Anlage 1 – Abbildungen der Schürfe im Landberggebiet
3
Anlage 1 – Abbildungen der Schürfe im Landberggebiet
4
Anlage 2 – Granulometrie untersuchter Profile (TACHIVA 1996)
Horizont
Profil
Aeh
Bv1
Bv2
BC
Profil
Ah
Sw
Sd1
Sd2
SB
BS
Profil
Ah
Bv1
Sw
IISw
IIISd1
IVSd2
Profil
Ah
Bv1
Bv2
Bf1
Bf2
Bf3
Bf4
Profil
Ah
Bv1
Bv2
BC
BC
Profil
Ah
Bv1
Bv2
BC
Profil
Ah
Bv1
Bv2
Bv2
BC
C1
C1
C1
C2
Profil
Ah
Bv1
Bv1
BC
C1
C1
C2
Profil
Ahe
Bv1
Bv2
Bv3
Mächt. [cm]
B01
5
Lagen
2
6,3
10
20
63
100
200
630
1000
2000
Summe
55
90
LH
LH
LH
LB
6,10
12,50
11,80
14,70
3,70
9,00
8,20
7,30
5,00
7,20
6,10
4,70
14,20
18,60
17,50
12,40
56,90
41,00
43,10
28,10
3,50
1,50
2,40
3,40
2,20
1,40
1,30
5,10
3,70
3,40
3,60
13,10
1,70
2,20
2,60
5,10
2,20
3,00
3,20
5,40
99,20
99,80
99,80
99,30
5
15
30
70
20
20
LH
LH
LH
LM
LM
LB
7,00
16,10
23,60
23,00
17,50
23,20
4,40
7,70
6,20
7,20
8,20
7,40
5,50
6,50
5,70
5,70
7,00
3,10
17,20
20,10
17,20
18,30
16,50
6,20
31,10
37,80
38,60
40,10
38,00
12,60
6,00
1,40
2,20
1,80
2,10
6,40
7,60
0,80
1,00
1,10
2,80
11,00
11,60
3,30
2,10
1,50
3,20
17,30
5,00
2,70
0,70
0,40
1,10
6,00
2,20
2,50
0,40
0,30
1,30
7,70
97,60
98,90
97,70
99,40
97,70
100,90
5
15
20
40
40
30
LH
LH
LH
LM
LB
LB
7,90
12,40
17,30
12,50
19,50
20,70
4,00
8,70
7,90
5,80
5,90
8,20
6,00
6,50
6,20
2,00
3,30
3,00
15,30
16,20
15,10
4,00
5,40
5,80
34,10
39,70
35,00
8,70
13,00
12,40
6,00
2,90
4,20
6,60
10,40
12,00
6,60
4,90
5,90
15,80
12,00
11,70
13,60
5,70
4,40
25,50
18,40
15,70
4,00
1,80
0,90
8,40
6,30
5,60
1,20
0,80
1,10
9,90
4,60
4,30
98,70
99,60
98,00
99,20
98,80
99,40
8
18
35
30
85
10
45
LH
LH
LB
LB
LB
LB
LB
7,50
9,10
4,10
39,20
14,50
42,50
34,40
4,70
4,40
1,60
9,60
5,80
12,80
13,70
5,50
6,10
0,40
1,70
2,60
4,80
7,00
16,80
12,30
0,90
3,00
5,80
7,60
9,70
23,80
18,40
2,80
5,30
10,50
16,70
19,40
4,00
4,60
6,30
3,70
8,70
7,40
11,50
8,30
11,40
18,10
9,30
9,30
2,30
2,30
16,40
22,00
39,60
19,00
17,00
3,40
0,60
8,70
6,70
11,70
4,40
8,40
1,20
0,20
4,30
4,60
12,90
4,50
15,10
1,00
0,10
100,00
99,60
98,40
99,70
97,70
99,70
98,90
8
50
LH
LH
LH
LB
LB
10,60
17,00
11,60
26,30
23,30
7,70
14,30
13,80
10,10
12,80
7,20
8,90
7,70
4,90
6,70
27,70
20,40
20,30
13,20
14,50
29,50
29,00
28,20
24,70
23,00
4,00
2,70
4,20
8,80
7,00
3,90
3,00
5,10
8,00
6,30
6,80
3,30
5,50
4,00
5,00
2,30
1,10
1,70
0,80
1,00
1,20
0,90
0,70
0,90
0,80
100,90
100,60
98,80
101,70
100,40
10
30
20
90
LH
LH
LH
LB
6,30
12,90
14,00
12,30
3,50
13,30
14,00
10,50
3,50
9,40
8,30
8,30
9,50
20,10
17,70
17,50
18,60
24,60
22,30
21,10
10,90
3,10
4,00
5,70
19,50
4,00
5,20
6,90
20,60
5,90
8,20
9,70
3,30
3,50
3,70
4,60
3,60
3,20
2,20
3,00
99,30
100,00
99,60
99,60
5
35
LH
LH
LH
LB
LB
Cv
Cv
Cv
Cv
6,40
6,90
5,70
8,00
29,00
11,40
10,80
15,90
46,60
0,70
6,30
3,90
0,70
5,40
0,60
0,90
0,30
14,50
1,80
2,60
3,50
1,30
3,00
1,50
0,50
0,50
7,70
7,10
12,80
6,10
1,50
3,10
0,20
0,60
0,40
10,50
19,50
15,50
17,30
1,20
9,50
0,10
1,20
1,40
16,40
6,70
10,60
8,50
2,50
9,80
1,50
4,40
2,80
2,30
17,60
19,20
17,60
9,50
20,80
12,50
27,40
9,40
1,30
29,10
19,20
22,20
21,70
15,40
48,70
52,00
36,70
0,00
6,80
4,30
7,40
17,70
2,10
11,90
1,00
17,70
0,00
4,30
2,20
7,70
35,90
1,50
11,10
0,80
14,40
0,00
100,00
99,60
99,90
100,00
99,60
99,50
99,60
99,50
99,30
30
30
LH
LH
LH
LB
LB
LB
LB
9,70
15,30
10,20
4,40
32,10
19,40
12,20
6,40
8,50
8,40
1,60
7,20
1,30
6,30
4,30
6,20
5,90
1,50
2,80
0,30
2,70
16,50
13,80
17,60
0,30
4,70
2,10
7,00
41,60
28,20
30,90
0,80
11,10
0,80
13,60
5,30
5,20
4,70
1,00
13,20
2,30
10,60
6,40
8,10
7,60
4,80
19,40
9,40
17,00
6,60
10,70
9,90
32,50
8,20
42,10
17,50
1,60
2,60
1,80
27,40
0,50
12,20
6,20
1,00
1,30
1,40
22,80
0,50
9,90
6,00
99,40
99,90
98,40
97,10
99,70
99,80
99,10
5
25
30
20
LH
LH
LH
LB
11,30
31,20
12,70
24,20
8,00
6,80
8,90
2,90
5,60
3,60
6,10
2,20
18,20
7,20
15,10
3,90
24,10
18,20
27,40
12,50
6,90
8,70
6,70
14,20
9,40
11,20
8,40
14,30
9,30
9,80
8,40
14,30
3,70
1,80
2,90
0,70
2,60
0,90
1,90
0,40
99,10
99,40
98,50
89,60
B02
B03
B04
B06
42
B07
B08
40
20
120
20
B09
5
40
15
20
B12
5
Lagen
Quantil 50
Quantil 75
Quantil 90
Mittelwert
Sortierung
Schiefe
Kurtosis
Feinheitsgrad
Profil
Aeh
Bv1
Bv2
BC
Profil
Ah
Sw
Sd1
Sd2
SB
BS
Profil
Ah
Bv1
Sw
IISw
IIISd1
IVSd2
Profil
Ah
Bv1
Bv2
Bf1
Bf2
Bf3
Bf4
Profil
Ah
Bv1
Bv2
BC
BC
Profil
Ah
Bv1
Bv2
BC
Profil
Ah
Bv1
Bv2
Bv2
BC
C1
C1
C1
C2
Profil
Ah
Bv1
Bv1
BC
C1
C1
C2
Profil
Ahe
Bv1
Bv2
Bv3
Quantil 25
Horizont
Quantil 10
Anlage 2 – Sedimentpetrographische Kennwerte untersuchter Profile
55
90
LH
LH
LH
LB
2,15
1,49
2,29
4,57
2,53
2,40
2,75
5,10
3,70
5,30
4,85
6,35
5,83
11,63
10,90
12,93
18,47
20,84
20,06
16,04
4,18
7,01
6,83
9,01
1,65
4,61
4,08
3,91
0,48
1,71
1,98
2,66
0,10
0,24
0,23
0,34
61,81
67,05
65,81
59,80
5
15
30
70
20
20
LH
LH
LH
LM
LM
LB
4,18
1,34
0,67
0,39
1,28
5,71
5,13
2,55
1,28
1,20
2,28
6,25
6,50
4,90
3,95
3,75
5,10
7,55
10,60
14,00
14,45
15,53
14,43
12,20
18,59
21,87
25,10
24,71
19,55
17,89
7,86
8,28
7,86
8,36
8,35
9,23
2,74
5,73
6,59
7,16
6,08
2,98
1,36
3,38
3,91
4,61
3,25
1,68
0,19
0,28
0,27
0,29
0,33
0,24
56,80
67,78
71,25
72,81
68,31
59,00
5
15
20
40
40
30
LH
LH
LH
LM
LB
LB
3,72
1,70
1,08
3,80
4,47
4,17
4,50
3,40
4,25
6,00
5,53
5,65
6,30
6,10
6,05
8,55
8,35
9,95
12,18
11,48
13,30
11,85
12,75
12,30
17,18
18,55
19,07
16,77
18,51
16,20
8,34
7,44
8,78
8,93
9,14
8,98
3,84
4,04
4,53
2,93
3,61
3,33
2,04
1,34
2,73
0,38
0,79
-0,98
0,29
0,24
0,25
0,23
0,26
0,28
58,11
66,15
67,01
47,28
56,27
58,92
8
18
35
30
85
10
45
LH
LH
LB
LB
LB
LB
LB
4,27
4,58
0,85
2,87
5,48
1,18
0,19
4,90
4,98
1,90
3,88
6,45
2,58
1,03
7,90
7,90
5,20
4,90
9,00
6,10
8,35
14,48
12,08
12,60
9,53
13,50
11,50
13,15
17,50
18,76
20,25
21,02
15,29
19,28
20,90
9,69
8,53
7,25
6,70
9,98
7,04
7,09
4,79
3,55
5,35
2,83
3,53
4,46
6,06
1,79
0,63
2,05
1,80
0,98
0,94
-1,26
0,36
0,25
0,28
0,16
0,36
0,25
0,29
54,58
52,85
34,07
67,08
48,52
79,18
77,66
8
50
LH
LH
LH
LB
LB
2,19
1,08
1,60
0,89
0,98
3,93
2,78
4,43
4,23
5,33
7,00
6,10
6,60
8,40
6,85
9,88
16,33
13,25
12,43
14,08
27,88
21,26
21,09
24,86
23,03
6,90
9,55
8,84
8,33
9,70
2,98
6,78
4,41
4,10
4,38
-0,10
3,45
2,24
-0,08
2,85
0,12
0,34
0,23
0,17
0,20
66,56
72,52
67,51
72,42
71,93
10
30
20
90
LH
LH
LH
LB
3,48
3,19
3,55
4,44
3,53
3,63
4,30
6,00
7,90
7,65
8,25
9,00
16,68
13,20
14,00
11,85
19,61
20,55
18,16
17,86
10,10
8,41
9,15
8,93
6,58
4,79
4,85
2,93
2,20
0,76
0,90
-0,07
0,41
0,28
0,33
0,22
50,51
67,16
66,51
63,04
5
35
LH
LH
LH
LB
LB
Cv
Cv
Cv
Cv
1,69
2,56
3,86
1,15
2,04
0,19
0,59
0,39
0,00
4,83
4,80
5,80
1,35
3,03
0,83
0,83
0,73
0,33
6,75
8,75
7,55
5,25
7,45
6,30
1,10
6,10
5,00
14,98
14,83
15,10
15,65
14,00
11,78
9,20
15,53
13,50
20,46
19,20
18,06
23,12
21,62
16,12
29,86
19,60
19,42
9,90
9,81
10,45
8,50
8,51
6,30
5,01
8,13
6,91
5,08
5,01
4,65
7,15
5,49
5,48
4,19
7,40
6,59
3,15
1,06
2,90
3,25
1,06
0,00
3,91
2,03
1,91
0,27
0,30
0,33
0,33
0,28
0,34
0,14
0,39
0,34
46,05
52,73
46,86
30,13
62,54
37,19
42,19
38,84
84,67
30
30
LH
LH
LH
LB
LB
LB
LB
1,54
2,47
1,76
0,75
0,50
0,75
5,67
4,55
5,45
5,00
1,13
3,28
1,50
6,23
6,40
8,30
8,00
3,00
7,70
5,85
8,80
8,93
13,03
10,13
18,30
12,68
11,63
13,25
19,01
16,59
18,93
27,91
20,67
21,67
17,05
6,74
9,24
7,56
9,71
7,98
6,56
9,74
2,19
3,79
2,56
8,59
4,70
5,06
3,51
0,34
0,94
-0,44
6,71
0,28
0,71
0,94
0,13
0,27
0,15
0,32
0,23
0,24
0,31
63,02
64,19
62,20
27,66
67,74
43,73
52,28
5
25
30
20
LH
LH
LH
LB
3,59
1,71
2,80
0,67
5,93
4,40
6,25
2,38
8,65
7,95
8,40
8,20
10,83
10,85
11,75
14,28
18,79
19,50
16,33
15,29
8,38
7,63
9,00
8,33
2,45
3,23
2,75
5,95
-0,28
-0,32
0,60
0,13
0,16
0,18
0,20
0,41
61,18
68,38
62,60
56,09
Mächtigkeit [cm]
B01
5
B02
B03
B04
B06
42
B07
B08
40
20
120
20
B09
5
40
15
20
B12
6
Anlage 3 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Gesteinsproben
7
Anlage 3 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Gesteinsproben
8
Anlage 3 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Gesteinsproben
9
Anlage 3 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Gesteinsproben
10
Anlage 3 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Gesteinsproben
11
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
Im Folgenden sind fortlaufend die Röntgenpulverdiffraktogramme und Texturdiffraktogramme aller untersuchten Substratproben zusammengestellt. Dabei liegen die Aufzeichnungen in folgender Systematik vor:
- Schwarze Hohlkugeln (schalige Quarzkonkretionen)
- Profil L02
- rotes Material aus dem Cv-Horizont (nur Pulveraufnahme)
- L02_Sw, L02_Sd, L02_Cv
- Profil L06, nur Cv-Horizont
- alle anderen Diffraktogramme, dabei
- zuerst Proben B##
- dann Proben L##
Die Probenbezeichnung orientiert sich an den bei der Feldaufnahme getroffenen Horizont- und Schichteinteilungen. Diese wurden mitunter während der Analyse des Materials
überarbeitet. Deshalb sollten die Bezeichnungen nicht als streng genetisch orientiert angesehen werden.
Weiterhin gilt zu beachten, dass in den Texturdiffraktogrammen auch d-Werte gekennzeichnet sind, wenn das Diffraktogramm keine Peaks an dieser Stelle besitzt. Dies soll zur
besseren Vergleichbarkeit der Diffraktogramme beitragen bzw. helfen, das Fehlen bestimmter Mineralphasen eindeutig nachzuvollziehen.
12
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
L02 rotes Material (Pulveraufnahme)
13
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
14
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
15
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
16
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
17
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
18
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
19
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
20
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
21
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
22
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
23
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
24
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
25
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
26
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
27
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
28
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
29
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
30
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
31
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
32
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
33
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
34
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
35
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
36
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
37
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
38
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
39
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
40
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
41
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
42
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
43
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
44
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
45
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
46
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
47
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
48
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
49
Anlage 4 – Röntgendiffraktogramme untersuchter Substratproben
50
Anlage 5 – Ergebnisse der mikroskopischen Bemusterung der Substratproben
- nicht vorhanden
* vorhanden
51
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
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*
*
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*
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*
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*
*
*
*
*
*
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*
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*
*
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*
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*
*
*
*
*
*
*
*
*
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*
*
*
*
*
*
*
*
-
*
*
*
*
-
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
-
Kugeln
*
-
Mangan-Quarz-
*
*
-
Konkretion rot
*
*
*
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*
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*
*
*
*
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*
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*
*
*
*
*
*
Konkretion grau
*
*
*
*
*
*
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*
*
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*
*
*
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*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
schwarz
*
-
Konkretion
-
Glimmer
-
Feldspat weiß
Quarz (idiomorph)
*
-
Feldspat rosa
Phyllit
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
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*
*
*
*
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*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
Quarz (klastisch)
Rhyolith normal
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
mattiert)
Rhyolith qz-arm
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
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*
*
*
*
*
*
*
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*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
-
Quarz (überzogen,
Sande/Kiese
Minerale
Sandstein
B03_AlSw
B03_II_Bt
B03_III_Sw
B03_IV_Sd
B05_Bv
B05_II_Cv1
B05_III_Cv2
B07_Bv1
B07_Bv2
B07_Cv
B12_Bv1
B12_Bv2
B12_Cv
L10_Ah
L10_Bv
L16_Bv1
L16_Bv2
L17_Bv1
L17_Bv2
L18_Bv1
L18_Bv2
L19_Cv
L19_Sd
L19_Sw
L20_Sd1
L20_Sd2
L20_Sw
L21_II_Sd
L21_Sw/Sd
L22_Sw1
L22_Sw2
L23_Bv1
L23_Bv2
L24_Bv
L24_Cv1
L25_Bv1
L25_Bv2
L26_Bv
L26_Cv
L27_Bv1
L27_Bv2
L28_Bv
L28_Cv
L29_Bv
L29_Cv
L30_Bv
L30_Cv
L31_Bv1
L31_Bv2
L32_Sd
L32_Sw
L33_Al/Sw
L33_Bt/Sd
L34_Sd
L34_Sw
L35_Bv1
L35_Bv2
L36_Bv
L36_Cv
L37_Sd
L37_Sw
L38_Bv1
L38_Bv2
Gesteine
Basaltoid
Proben-ID
*
*
*
*
*
*
*
*
*
*
-
Anlage 5 – Ergebnisse der mikroskopischen Bemusterung der Substratproben
Proben-ID
B03_AlSw
B03_II_Bt
B03_III_Sw
B03_IV_Sd
B05_Bv
B05_II_Cv1
B05_III_Cv2
B07_Bv1
B07_Bv2
B07_Cv
B12_Bv1
B12_Bv2
B12_Cv
L10_Ah
L10_Bv
L16_Bv1
L16_Bv2
L17_Bv1
L17_Bv2
L18_Bv1
L18_Bv2
L19_Cv
L19_Sd
L19_Sw
L20_Sd1
L20_Sd2
L20_Sw
L21_II_Sd
L21_Sw/Sd
L22_Sw1
L22_Sw2
L23_Bv1
L23_Bv2
L24_Bv
L24_Cv1
L25_Bv1
L25_Bv2
L26_Bv
L26_Cv
L27_Bv1
L27_Bv2
L28_Bv
L28_Cv
L29_Bv
L29_Cv
L30_Bv
L30_Cv
L31_Bv1
L31_Bv2
L32_Sd
L32_Sw
L33_Al/Sw
L33_Bt/Sd
L34_Sd
L34_Sw
L35_Bv1
L35_Bv2
L36_Bv
L36_Cv
L37_Sd
L37_Sw
L38_Bv1
L38_Bv2
- nicht vorhanden
Holzkohle
*
*
*
*
*
*
-
Sonstige Inhalte
Substrat
Quarzkonkretionen
Kaum Anzeichen für Lösslehm
Enthält evtl. Knollensteinklasten
Sehr tonreich, schwer
Sehr tonreich, schwer
Rostflecken
Quarzaggregat, nicht Plänersandstein
Sehr wenig Qz und Glimmer
Keine Anzeichen von Lösslehm
Rostflecken, kaum Skelett
Rostflecken, kaum Skelett
* vorhanden
52
Lösslehm mit Sanden
Lösslehm mit Basaltgrus
fluviatile Sande und Kiese mit Basaltgrus
lehmige Matrix mit Basaltgrus
Lösslehm mit Basaltgrus
fluviatile Sande und Kiese mit Basaltgrus
Ton
Basaltgrus mit Lösslehm
Basaltgrus mit feinkörniger Matrix
Basaltgrus mit feinkörniger Matrix
Lösslehm mit Basaltgrus
fluviatile Sande und Kiese mit Basaltgrus
Sande, z.T. tonig verkittet
sandreiches humoses Substrat
Lösslehm mit fluviatilen Sanden und Kiesen
Basaltgrus mit Lösslehm
Verwitterter Basaltoidgrus und -lehm mit Lösslehm
Lösslehm mit Plänersandsteingrus und fluviatilen Sanden
Verwitterter Plänersandstein mit Basaltgrus und fluviatilen Sanden
Lösslehm mit Basaltgrus
Lösslehm mit Basaltgrus und fluviatilen Sanden, enthält Holzkohle
Verwitterter Plänersandstein mit fluviatilen Sanden
Lösslehm mit Basaltgrus
Lösslehm, rein
Lösslehm mit Plänersandsteingrus
Verwitterter Plänersandstein mit fluviatilen Sanden und Lösslehm
Lösslehm, rein
Lösslehm mit Basaltgrus und Sandsteingrus
Lösslehm mit Basaltgrus und fluviatilen Sanden
Lösslehm mit Basaltgrus
Lösslehm mit Quarz- und Basaltoidgrus
Lösslehm mit Basaltoidgrus
Lösslehm mit Basaltgrus
Lösslehm mit fluviatilen Sanden und Quarzaggregaten
Fluviatile Sande und Kiese
Verwitterter Basaltoidgrus und -lehm mit Lösslehm
Basaltgrus und Ton, mit sehr wenig Lösslehm
Lösslehm mit Basaltgrus und fluviatilen Sanden
Verwitterter Planersandstein mit fluviatilen Sanden
Lösslehm mit Basaltoidgrus
Lösslehm, rein
Lösslehm, rein
Verwitterter Rhyolithgrus
Kaolinithaltiger Quarzsand, z.T. Verkittet
Lösslehm mit Sandsteingrus
Lösslehm mit Basaltgrus, gebleicht
Quarzsand mit Kiesstückchen, tonige Matrix
Lösslehm mit Basaltgrus
Lösslehm mit Basaltgrus und Sandsteingrus
Basalt- und Sandsteingrus mit Lösslehm
Lösslehm mit Basaltgrus, hydromorph gebleicht
Lösslehm mit Basaltgrus und fluviatilen Sanden
Lösslehm mit Basaltoidgrus
Verwitterter Plänersandstein mit fluviatilen Sanden
Lösslehm mit Basaltgrus und fluviatilen Sanden
Lösslehm mit Basaltgrus und fluviatilen Sanden, enthält Holzkohle
Lösslehm mit Basaltgrus und fluviatilen Kiesen
Lösslehm mit fluviatilen Sanden
Grobe Quarzsande mit Basaltoidgrus
Quarzsand mit Lösslehm und toniger Matrix
Lösslehm, hydromorph gebleicht
Verwitterter Plänersandstein mit fluviatilen Sanden
Verwitterter Plänersandstein mit fluviatilen Sanden
Anlage 6 – Fotos von typischen Substrateigenschaften
quarzreicher Ah-Horizont
Holzkohlestückchen in Ah-Horizont
dichter toniger Bv-Horizont auf Basaltoidgestein
sandig-schluffiger Bv-Horizont mit Basaltzersatz
Sw-Horizont mit Rostschlieren aus sandigem Sub-
Sw-Horizont mit von Rostsaum umgebener Röhre
strat
53
Anlage 6 – Fotos von typischen Substrateigenschaften
dichter toniger Sd-Horizont mit Basaltgrus
Cv-Horizont aus Basaltoidgestein
Cv-Horizont aus Pläner-Sandstein mit Oxidbelägen
Pläner-Sandsteinskelett aus einem Cv-Horizont
Cv-Horizont aus Sanden und Kiesen (z.T. mit Rost-
skelettreicher toniger Cv-Horizont aus Rhyolith-
saum)
Zersatz
54
Anlage 7 – Parameter und Fehlermaße für die Cokriging-Interpolation
Searching Neighborhood:
Selected Method: Ordinary Cokriging
Dataset 1:
Output: Prediction Map
Neighbors to Include: 5 or at least 2 for each angular
Number of datasets in use: 3
sector
Searching Ellipse:
Number of Points:
Dataset 1: 40
Angle: 20,8
Dataset 2: 400
Major Semiaxis: 297,74
Dataset 3: 400
Minor Semiaxis: 166,52
Angular Sectors: 4
Dataset 2:
Semivariogram/Covariance:
Neighbors to Include: 5 or at least 2 for each an-
Model:
gular
Var1 & Var1: 204,9*Spherical
sector
(297,74,166,52,20,8)
Searching Ellipse:
+373,77*Nugget
Angle: 20,8
Var1 & Var2: -0,063229*Spherical
Major Semiaxis: 297,74
(297,74,166,52,20,8)
Minor Semiaxis: 166,52
Var1 & Var3: -1,6713*Spherical
Angular Sectors: 4
(297,74,166,52,20,8)
Dataset 3:
Var2 & Var2: 0,0023551*Spherical
Neighbors to Include: 5 or at least 2 for each an-
(297,74,166,52,20,8)
gular
+0,000078385*Nugget
Var2 & Var3: 0,0016495*Spherical
sector
(297,74,166,52,20,8)
Searching Ellipse:
Var3 & Var3: 0,074472*Spherical
Angle: 20,8
(297,74,166,52,20,8)
Major Semiaxis: 297,74
+0,030224*Nugget
Minor Semiaxis: 166,52
Error modeling:
Angular Sectors: 4
Var1 & Var1:
Microstructure: 108,39 (29%)
Prediction Errors
Measurement error: 265,37 (71%)
Var2 & Var2:
Mean: -0,9668
Microstructure: 0,000078385 (100%)
Root-Mean-Square: 22,41
Measurement error: 0 (0%)
Average Standard Error: 22,01
Var3 & Var3:
Mean Standardized: -0,0429
Microstructure: 0,030224 (100%)
Root-Mean-Square Standardized: 1,02
Measurement error: 0 (0%)
Samples: 40 of 40
Predicition function
Error function
55
Anlage 8 – CD mit digitalem Datenmaterial
56