Physiogeographisch-morphogenetische Untersuchung des

PHILIPPS-UNIVERSITÄT MARBURG
FACHBEREICH GEOGRAPHIE
Physiogeographisch-morphogenetische
Untersuchung des Naturraums in der Umgebung der
Kreisstadt Korbach (Nordhessen) als Grundlage für
einen geographischen Themenpfad
Diplomarbeit
vorgelegt von:
Marc Müllenhoff
Ernst Lemmer Str. 14
35041 Marburg
_____________________________________
Marburg/Lahn
März 1999
Titelbild: Blick auf den Eisenberg bei Korbach (Juli 1998)
Inhalt
ABBILDUNGSVERZEICHNIS ................................................................................................ 3
KARTENVERZEICHNIS.......................................................................................................... 4
ABKÜRZUNGSVERZEICHNIS .............................................................................................. 5
VORWORT................................................................................................................................ 6
1. EINLEITUNG UND ZIELSETZUNG .................................................................................. 7
2. DIE LANDSCHAFT AM OSTRAND DES RHEINISCHEN SCHIEFERGEBIRGES UND
IHRE ENTSTEHUNG ............................................................................................................... 9
2.1. GEOLOGIE UND TEKTONIK ................................................................................................ 9
2.1.1. Geologie .................................................................................................................... 9
2.1.1.1. Das paläozoische Grundgebirge ......................................................................... 9
2.1.1.2. Das mesozoische Deckgebirge ......................................................................... 13
2.1.2. Tektonische Gliederung........................................................................................... 16
2.1.2.1. Die variszische Ära........................................................................................... 16
2.1.2.2. Die alpidische Ära ............................................................................................ 17
2.2. GEOMORPHOLOGIE — DIE
GEOMORPHOLOGISCHE
BEDEUTUNG
VON
VORZEITKLIMATEN
FÜR DIE RELIEFENTWICKLUNG ............................................................................................. 18
2.2.1. Die permische Rumpffläche..................................................................................... 20
2.2.2. Tertiäre Rumpfflächen............................................................................................. 22
2.2.3. Schichtstufen............................................................................................................ 27
2.2.4. Pleistozäne Reliefformung....................................................................................... 29
2.2.5. Holozäne Reliefformung .......................................................................................... 34
2.3. NATURRÄUMLICHE GLIEDERUNG .................................................................................... 35
2.4. BÖDEN ............................................................................................................................ 40
2.5. KLIMATISCHE VERHÄLTNISSE UND HYDROLOGIE ........................................................... 45
2.5.1. Klima ....................................................................................................................... 45
2.5.2. Hydrologie ............................................................................................................... 50
2.6. VEGETATION EINST UND JETZT........................................................................................ 52
2.6.1. Die potentiell natürliche Vegetation ....................................................................... 53
2.6.2. Die heutige reale Vegetation ................................................................................... 55
2.7. KULTURGEOGRAPHISCHE ASPEKTE................................................................................. 58
2.7.1. Nacheiszeitlicher Besiedlungsgang und Entwicklung der Agrarlandschaft ........... 59
2.7.2. Bergbau ................................................................................................................... 62
2.7.3. Die Stadtentwicklung am Beispiel Korbachs .......................................................... 63
3. DAS UNTERSUCHUNGSGEBIET.................................................................................... 66
3.1. AUSWAHL, LAGE UND ABGRENZUNG SOWIE NATURRÄUMLICHE GLIEDERUNG DES
UNTERSUCHUNGSGEBIETES ............................................................................................... 66
3.2. GEOLOGISCH-TEKTONISCHE ÜBERSICHT ......................................................................... 67
3.2.1. Geologie .................................................................................................................. 67
3.2.2. Tektonik ................................................................................................................... 72
3.3. MORPHOLOGIE UND MORPHOGENESE DES UNTERSUCHUNGSGEBIETES .......................... 74
3.3.1. Methodische Vorgehensweise.................................................................................. 74
3.3.2. Die Ergebnisse der geomorphologisch-morphogenetischen Kartierung ................ 77
3.3.2.1. Morphographischer Überblick.......................................................................... 77
3.3.2.2. Rumpfflächen.................................................................................................... 78
3.3.2.3. Höhenrücken ..................................................................................................... 84
3.3.2.4. Täler .................................................................................................................. 86
3.3.2.5. Dellen und Trockentäler ................................................................................... 92
3.3.2.6. Junge Reliefformung....................................................................................... 112
3.4. ÜBERBLICK ÜBER DIE BÖDEN........................................................................................ 125
3.4.1. Methodische Vorgehensweise................................................................................ 125
3.4.2. Die Ergebnisse der bodenkundlichen Kartierung ................................................. 126
3.5. VEGETATIONSGEOGRAPHISCHE ASPEKTE ..................................................................... 138
3.6. BESONDERHEITEN IM UNTERSUCHUNGSGEBIET ............................................................ 146
3.6.1. Goldbergbau am Eisenberg................................................................................... 146
3.6.2. Pingen – Relikte des Kupferschieferbergbaus....................................................... 149
3.6.3. Die Korbacher Spalte ............................................................................................ 151
3.6.3.1. Laboruntersuchungen, ihre Methodik und Aussagekraft................................ 154
3.6.3.2. Die Ergebnisse und ihre Deutung ................................................................... 157
3.6.3.3. Herkunft und Alter der postpermischen Spaltenfüllung ................................. 160
3.6.3.4. Die quartäre Landschaftsgenese im Gebiet der Korbacher Spalte ................. 163
2
4. DER THEMENPFAD ........................................................................................................ 164
4.1. THEMENAUSWAHL UND KONZEPTION ........................................................................... 164
4.2. DIDAKTISCHE AUFBEREITUNG UND ROUTENVORSCHLÄGE ............................................ 166
4.3. AUSBLICK ..................................................................................................................... 170
5. QUELLENVERZEICHNIS ............................................................................................... 172
5.1. VERWENDETE LITERATUR ............................................................................................ 172
5.2. KARTEN ........................................................................................................................ 181
5.3. MÜNDLICHE INFORMANTEN........................................................................................... 182
5.4. INTERNETQUELLEN ....................................................................................................... 182
6. ANHANG........................................................................................................................... 183
FOTOS .................................................................................................................................. 184
VEGETATIONSAUFNAHMEN .................................................................................................. 190
LABORERGEBNISSE PROFIL KORBACHER SPALTE ................................................................ 203
ENTWÜRFE DER THEMENPFAD-SCHAUTAFELN
KARTEN
ABBILDUNGSVERZEICHNIS
Abb. 1: Geologische Übersichtskarte des Landkreises Waldeck-Frankenberg ....................... 10
Abb. 2 : Tektonische Übersichtskarte des Gebietes um Blatt Korbach ................................... 18
Abb. 3: Die Flächen am Nordostrand des Rheinischen Schiefergebirges
im Raum Winterberg-Medebach ...................................................................................... 26
Abb. 4: Naturräumliche Übersicht über den Landkreis Waldeck-Frankenberg ...................... 36
Abb. 5: Karte der mittleren Jahresniederschläge in Waldeck-Frankenberg ............................ 48
Abb. 6: Baumartenverteilung und Besitzverhältnisse der Wälder des Landkreises
Waldeck-Frankenberg ...................................................................................................... 56
Abb. 7: Wandel der Baumartenzusammensetzung der Wälder im Landkreis
seit dem 19. Jahrhundert................................................................................................... 57
Abb. 8: Darstellung der Ergebnisse der Bodenbohrungen,
Abkürzungen und Bezeichnungen nach AG BODEN (1994).......................................... 76
Abb. 9: Profil durch die Korbacher Hochfläche ...................................................................... 79
3
Abb. 10: Verlauf der Itter und ihrer Quell- und Nebenbäche
bis zur Einmündung des Kuhbaches ................................................................................ 87
Abb. 11: Schematisches Profil durch das Trockental südlich des Schanzenberges................. 97
Abb. 12: Bohrprofile zu Abb. 11.............................................................................................. 98
Abb. 13: Dellenquerprofil am Nordhang des Grand-Berges.................................................. 102
Abb. 14: Bohrprofile zu Abb. 13............................................................................................ 103
Abb. 15: Dellenquerprofil am linken Marbecktalhang .......................................................... 107
Abb. 16: Bohrprofile zu Abb. 15............................................................................................ 108
Abb. 17: Dellenquerprofil nördlich des Korbacher Flughafens............................................. 111
Abb. 18: Schnitt durch eine Erosionsrinne am Südhang der Korbacher Marke .................... 117
Abb 19: Talquerprofil südlich der Korbacher Marke ............................................................ 119
Abb. 20: Hangprofil Wüstung Holzhausen ............................................................................ 123
Abb. 21: Catena vom Welschen Lied zur Höhe westlich Lengefeld ..................................... 127
Abb. 22: Catena durch das Marbecktal im Bereich der Marbeckhänge ................................ 130
Abb. 23: Catena im Bereich der Werbe-Quellbäche.............................................................. 136
Abb. 24: Bodenprofil oberhalb der Korbacher Spalte ........................................................... 153
KARTENVERZEICHNIS
Die Karten befinden sich in der Kartentasche am Ende der Arbeit
Karte 1: Naturräume und Hydrologie
Karte 2: Geologie
Karte 3: Hangneigung
Karte 4: Höhenschichten
Karte 5: Catenalinien und Bohrpunkte
Karte 6: Morphographie
Karte 7: Lehrpfadrouten und Tafelstandorte
4
ABKÜRZUNGSVERZEICHNIS
a.a.O.
am angegebenen Ort
n. Chr.
nach Christus
Abb.
Abbildung
ND
Naturdenkmal
BS
Basisschutt
NN
Normal-Null
bzw.
beziehungsweise
NSG
Naturschutzgebiet
ca.
circa
S.
Seite
cm
Zentimeter
s.o.
siehe oben
d.h.
das heißt
sog.
sogenannt
DS
Deckschutt
t
Tonne
evtl.
eventuell
u.
und
g
Gramm
u.a.
unter anderem/und andere
J.
Jahre
ü.
über
km
Kilometer
usw.
und so weiter
m
Meter
v.a.
vor allem
m.E.
meines Erachtens
v. Chr.
vor Christus
min
Minuten
vgl.
vergleiche
Mio.
Millionen
v.h.
vor heute
ml
Milliliter
z.B.
zum Beispiel
m.o.w.
mehr oder weniger
z.T.
zum Teil
MS
Mittelschutt
dazu: N (Norden); S (Süden); W (Westen) und O (Osten) sowie ihre Kombinationen
5
VORWORT
Bei der Erstellung der vorliegenden Arbeit wurde ich von vielen Personen tatkräftig unterstützt, denen ich an dieser Stelle meinen Dank aussprechen will.
Zunächst sei hier die Stadt Korbach genannt, die mir neben einer großzügigen finanziellen Unterstützung v.a. in person von Herrn Dr. W. Völcker-Janssen in organisatorischen
wie fachlichen Fragen stets hilfsbereit zur Seite stand. Ebensolches gilt für Herrn A. Frede
(Untere Naturschutzbehörde Waldeck-Frankenberg), dessen Ideen, Anregungen und Fotos
sehr zur Bereicherung dieser Arbeit beigetragen haben. Außerdem danke ich den Mitarbeitern
des Stadtarchivs Korbach, die mir wertvolle Informationen zu lokalen Fragestellungen und
diesbezüglich wichtige Literatur zugänglich machten.
Weiterhin sei Herrn V. Emde für die Einblicke in seine Unterlagen zur Korbacher
Kalkindustrie und Herrn W. Lehmann (NABU) für seine Auskünfte zu naturschutzfachlichen
Vorhaben und Projekten in Korbach und Umgebung gedankt.
Bei den Geländearbeiten an der Korbacher Spalte wurde ich durch die Herren W.
Munk und Dr. E. Frey vom Staatlichen Museum für Naturkunde in Karlsruhe unterstützt, die
mir auch in fachlichen Diskussionen viele konstruktive Hinweise geben konnten. Hierfür gilt
ihnen mein besonderer Dank. Darin eingeschlossen ist auch Herr S. Bökenschmidt, der mir
die röntgendiffraktometrische Analyse einiger Sedimentproben im Geologischen Institut der
Philipps-Universität Marburg ermöglichte und mir zusammen mit Herrn Dr. R. Butz-Braun
bei der Interpretation der Ergebnisse zur Seite stand. Nicht zuletzt seien hier auch die Mitarbeiterinnen und Mitarbeiter des Geolabores am Fachbereich Geographie, allen voran Herr Dr.
W. W. Jungmann, genannt, die mich bei der pedologischen Analyse der Proben mit Rat und
Tat unterstützten.
Abschließend möchte ich Herrn Prof. Dr. H. Brückner, der meine Diplomarbeit
betreute, dafür danken, daß er die Zeit gefunden hat, mit mir in meinem Untersuchungsgebiet
vor Ort (zusammen mit Herrn Prof. Dr. W. Endlicher) und in weiteren Gesprächen verschiedene Probleme zu diskutieren, wodurch er mir wertvolle fachliche Ratschläge geben konnte.
Marburg/Lahn, im März 1999
Marc Müllenhoff
6
1. EINLEITUNG UND ZIELSETZUNG
Die vorliegende Arbeit entstand in Zusammenarbeit mit der Stadt Korbach, die auf ihrer Gemarkung die Anlage eines geographischen Themenpfades plant, für den auf diese Art und
Weise die wissenschaftlichen Grundlagen sowie ein erstes Konzept erarbeitet werden sollten.
Die Arbeit besteht aus drei großen Teilen. Im ersten Abschnitt (Kap. 2) wird die Landschaft
und der Naturhaushalt in der weiteren Umgebung der Stadt Korbach beschrieben, um so eine
Grundlage für die nachfolgenden und stärker ins Detail gehenden Untersuchungen im eigentlichen Arbeitsgebiet (= Quell- und Einzugsgebiete von Itter und Werbe) zu schaffen. Schwerpunktmäßig erfolgte dabei eine Konzentration auf die geologisch-morphologischen
Verhältnisse, da diese das zentrale Thema für den geplanten Themenpfad darstellen und dementsprechend auch der hauptsächliche Gegenstand der eigentlichen Geländearbeiten waren,
die in Kap. 3 dargelegt werden. Dieses erste Übersichtskapitel ist bewußt etwas ausführlicher
gehalten, da nicht nur die Ergebnisse der Geländearbeiten, sondern auch die hier zusammengetragenen Erkenntnisse (z.B. theoretische Grundlagen zur Rumpfflächen-, Schichtstufenoder Talgenese) als Fundament für die Erarbeitung des Themenpfades dienen.
Die Geländearbeiten selbst haben neben pedologischen und vegetationsgeographischen
Ergebnissen (Kap. 3.4. und 3.5.) eine Reihe von Erkenntnissen über die jungkänozoische
Landschaftsgenese in der näheren Umgebung der Stadt Korbach erbracht. Beginnend mit der
tertiären Reliefformung (Kap. 3.3.2.2.), die die ältesten Oberflächenformen im Untersuchungsgebiet schuf (z.B. Korbacher- und Goddelsheimer Hochfläche), konnten mehrere geomorphodynamische Aktivitätszeiten unterschieden werden, die sich unterschiedlich auf die
Formbildung auswirkten. So konnte die pleistozäne Talbildung sowie die gleichzeitige periglaziale Hangformung (Kap. 3.3.2.3. – 3.3.2.5.) ebenso bezüglich ihrer Ursachen und Folgen
untersucht werden wie die holozäne, menschverursachte Überformung dieses ursprünglichen,
natürlichen Reliefs (Kap. 3.3.2.6.). Neben der Bodenerosion und der durch sie geschaffenen,
mehr oder weniger gut sichtbaren Geländeformen fallen auch die Zeugnisse des Gold- und
Kupferbergbaus, wie z.B Pingen oder Waschhalden, unter diese anthropogene Reliefgestaltung (Kap. 3.6.1. und 3.6.2.). Der Korbacher Spalte und ihrer quartären Geschichte ist ein
eigenes Kapitel gewidmet (Kap. 3.6.3.).
7
Nachdem in diesen zwei Abschnitten das wissenschaftliche Fundament gelegt wurde, wird in
Kap. 4 auf diesen Erkenntnissen aufbauend ein Konzept für die Erstellung eines geographischen Themenpfades erarbeitet, der die Ergebnisse der (Gelände-)Untersuchungen in allgemein verständlicher Form einer interessierten Öffentlichkeit zugänglich machen soll. Der
Pfad soll die vielen Prozesse, die zur Entstehung des heutigen Landschaftsbildes beigetragen
haben, darstellen – hier sind sowohl die natürlichen als auch die menschverursachten gemeint
– sowie die ökologischen Zusammenhänge innerhalb des Naturhaushaltes erläutern. Hierzu
wurden Schautafeln entworfen, die sich sowohl mit geologisch-morphologischen Phänomenen wie Tal- und Flächenbildung, Schichtstufen oder Karsterscheinungen, als auch mit der
anthropogenen Gestaltung der Natur (z.B. Wüstungen, Relikte des Bergbaus, KalkHalbtrockenrasen u.a.) beschäftigen. Die Entwürfe der Schautafeln befinden sich im Anhang
der Arbeit.
8
2. DIE LANDSCHAFT AM OSTRAND DES RHEINISCHEN SCHIEFERGEBIRGES
UND IHRE ENTSTEHUNG
2.1. GEOLOGIE UND TEKTONIK
Am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges im Übergangsbereich zur Hessischen Senke
grenzen zwei geologisch wie landschaftlich deutlich verschieden gestaltete Großeinheiten
aneinander: das paläozoische Grundgebirge mit seiner Zechstein-Umrahmung im Westen und
das mesozoische Deckgebirge im Osten. Diese Situation soll am Beispiel des Landkreises
Waldeck-Frankenberg als räumlicher Bezugsgröße näher erläutert werden. Der Schwerpunkt
soll dabei auf dem Gebiet der Korbacher Bucht liegen, die sich nördlich des Kellerwaldes,
eines spornartig nach Osten vorspringenden Schiefergebirgsteils, befindet und in welcher mit
der Stadt Korbach und ihrer Umgebung das im weiteren Verlauf der Arbeit noch näher vorzustellende Untersuchungsgebiet liegt.
2.1.1. Geologie
2.1.1.1. Das paläozoische Grundgebirge
Das variszische Faltengebirge
Es umfaßt die hochgelegenen Gebiete des Rheinischen Schiefergebirges im Westen (Hochsauerland, Ostsauerländer Gebirgsrand) und im zentralen Bereich des Kreises (Kellerwald).1
Sie bilden einen Faltengebirgsrumpf, dessen Bau und innere Struktur im variszischen orogenen Zyklus (400 bis 250 Mio. J. v.h., vgl. WALTER 1995:15) geprägt wurde.
1
Vgl. naturräumliche Übersicht in Kap. 2.3.
9
1
Vgl. naturräumliche Übersicht in Kap. 2.3.
Abb. 1: Geologische Übersichtskarte des Landkreises Waldeck-Frankenberg
(aus BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:129)
10
Die hier vorherrschenden Gesteine sind marinen Ursprungs und stammen überwiegend aus
dem Devon und Karbon. Sie wurden in der vom Old-Red-Kontinent im Norden und der Mitteldeutschen Kristallinschwelle im Süden begrenzten Rhenoherzynischen Zone der variszischen Geosynklinale abgelagert, welche sich an der Wende Silur-Devon bildete (vgl. GEOL.
LANDESAMT NRW 1989:9). Die je nach Ablagerungsbedingungen sandigen (Schelfbereich, rheinische Fazies), tonigen (tiefere Teile der Meeresbecken, herzynische Fazies) und
kalkigen
(Schwellenfazies,
Riff-Fazies)
Sedimente
(vgl.
HENNINGSEN/KATZUNG
1992:45) wurden während der variszischen Deformation, die in der rhenoherzynischen Zone
im Oberkarbon stattfand, kräftig gefaltet und z.T. auch schwach metamorphisiert, herausgehoben und anschließend abgetragen und eingerumpft (permische Rumpffläche), so daß sie
heute nebeneinander an der Oberfläche anstehen.
Die ältesten Gesteine des Landkreises sind devonischen Alters und finden sich in seinem
Westteil und im südöstlichen Kellerwald. Es handelt sich überwiegend um Tonschiefer und
Quarzite, in die vereinzelte Kalkbänke oder -knollen eingeschaltet sind (vgl. BECKER/
FREDE/LEHMANN 1996:9). Das übrige Grundgebirge wird von Gesteinen des Unterkarbons gebildet, die wie im größten Teil des Rheinischen Schiefergebirges auch in WaldeckFrankenberg überwiegend in einer synorogenen, klastischen Fazies, dem Kulm, entwickelt
sind (vgl. KRAUSSE 1971:8). Es handelt sich größtenteils um Tonschiefer und Grauwacken,
daneben kommen auch Alaun- und Kieselschiefer, Kieselkalke und Lydite vor.
Zwischen die gefalteten Sedimentschichten sind im (Vor-)Upland und im südöstlichen
Kellerwald devonische Diabase und Diabastuffe (Schalsteine, Hauptgrünstein) eingeschaltet.
Sie sind submarine vulkanische Eruptivgesteine, die während der variszischen Deformation
an tektonischen Schwächezonen und Brüchen aufdrangen und Schwellenbereiche innerhalb
der Sedimentbecken formten, die die erwähnte Faziesdifferenzierung in Becken- und Schwellenräume mit sandigen, tonigen und kalkigen Sedimenten verstärkten und kleinräumig
differenzierten (vgl. KRAUSSE 1971:6).
Mit diesen vulkanischen Erscheinungen sind häufig Vererzungen verbunden. Die Lagerstätten sind synsedimentärer Entstehung, d.h. das Erz bildete sich schon bei der Ablagerung der Gesteine und nicht erst später durch Ausfällung aus in Klüften und Gängen
zirkulierenden hydrothermalen Lösungen. Es handelt sich überwiegend um kieselige oder
kalkige Roteisenerze, die sich über den untermeerischen Diabastuffschwellen bildeten. Gegen
Ende der Hauptphase der vulkanischen Tätigkeit stiegen hier an der Wende Mittel/Oberdevon mit Kieselsäure und Eisen angereicherte hydrothermale Lösungen auf, die ihre
11
Ionenfracht absetzten. Dadurch bildeten sich auf den Rücken und Flanken der Schwellen2
linsenförmige, bis zu 20 m mächtige Eisensteinlager mit vorwiegend kieseligen und kalkigen
Hämatiterzen. Da auf den Schwellen aber gleichzeitig auch Kalkschlamm gefällt wurde, entstand so eine Schichtenfolge mit vielfachen vertikalen und horizontalen Wechseln von Erz
und Kalkstein (vgl. GEOL. LANDESAMT NRW 1989:12). Diese in der Lagerstättenkunde
als Erze vom Lahn-Dill-Typus bezeichneten Roteisensteine wurden im (Vor-)Upland und im
Kellerwald in früheren Jahrhunderten, z.T. aber auch bis in jüngere Vergangenheit hinein,
abgebaut.3
Die Zechstein-Umrahmung
Am östlichen Rand des Rheinischen Schiefergebirges werden die devonischen und karbonischen Gesteine von einem schmalen Saum permischer Schichten überdeckt. RotliegendSedimente, die Molasse des sich seit dem höheren Oberkarbon hebenden und in Abtragung
befindlichen variszischen Gebirges, können im Kreisgebiet bis auf wenige Ausnahmen nicht
sicher nachgewiesen werden, da es im Unterperm ein zur Hunsrück-Oberharz-Schwelle gehörendes Hochgebiet darstellte und die Sedimente dieser Zeit, wenn sie überhaupt abgelagert
wurden, vor dem Oberperm der Erosion bereits wieder zum Opfer fielen (vgl. KRAUSSE
1971:11). Einen weiteren Hinweis auf den festländischen Hochgebietscharakter dieses Raumes stellt eine in den meisten Aufschlüssen und Bohrungen nachgewiesene Rotfärbung der
devonischen und karbonischen Gesteine dar, die von ihrer Obergrenze (d.h. der angenommenen permischen Landoberfläche) bis mehrere Meter in die Tiefe reicht. Diese Rotfärbung
kann als Verwitterungserscheinung aus unterpermischer Zeit gedeutet werden und läßt bestenfalls eine sehr kleinräumige und/oder zeitlich begrenzte Ablagerung von RotliegendSedimenten zu (vgl. GEOL. LANDESAMT NRW 1989:18 u.a. Autoren).
Während der Zechsteinzeit drang von Norden her ein Meer in das nördliche und südliche Zechstein-Becken ein, das über die zumindest in ihrem Nordteil schon präpermisch angelegte Hessische Senke (vgl. WALTER 1995:328) auch das Kreisgebiet erreichte.
2
Die Bindung des Erzes an die Schwellen beruht wohl darauf, daß in den tieferen Becken zu wenig Sauerstoff
im Bodenwasser vorhanden war, so daß sich hier nur Eisenkarbonate oder -sulfide bilden konnten, während auf
den Schwellen bei besserer Sauerstoffversorgung die Fällung von oxidischen Erzen möglich war (vgl. FRANKE
1991:70).
3
Die Grube Christiane am Martenberg bei Adorf förderte beispielsweise noch bis 1963 Eisenerz; 1984 wurde
sie zum Besucherbergwerk umgebaut und ist seit 1986 der Öffentlichkeit zugänglich.
12
Der variszische Untergrund dieses Senkungsgebietes, aber auch randliche Teile des
eingerumpften variszischen Gebirges, das demgegenüber ein relatives Hochgebiet darstellte,
wurden allmählich überflutet, wobei die altpermische Landoberfläche kaum oder gar nicht
erodiert wurde. Der Kellerwald-Horst blieb als Insel zwischen zwei Senkungsgebieten, der
Korbacher Bucht im Norden und der Frankenberger Bucht im Süden, erhalten (vgl. GEOL.
LANDESAMT NRW 1989:19).
In bis zu acht Meeresvorstößen und damit verbundenen Ablagerungszyklen4 bildeten
sich unter heiß-ariden bis semiariden Klimabedingungen in den Zechsteinbecken Karbonate,
Sulfate, Stein- und Kalisalzfolgen, die das gefaltete Paläozoikum mit einer scharfen Diskordanz überdeckten. Im Gebiet der Korbacher Bucht konnten davon nur drei Zyklen eindeutig
zugeordnet werden (Z1-Z3), die folgenden sind in diesem Raum stratigraphisch nicht sicher
zu trennen. Am Rande des südlichen Zechsteinbeckens gelegen, gehörte die Korbacher Bucht
nämlich stets zum küstennahen Sedimentationsgebiet (randliche Karbonatplattform), so daß
überwiegend klastische und karbonatische, im höheren Zechstein (Z4-Z8) nur noch klastische
Sedimente einer semiterrestrischen Randfazies, die sog. Grenzsande, abgelagert wurden.
Sulfatische oder gar chloridische Gesteine finden sich erst in zentraleren Beckenbereichen
weiter im Osten und Norden (vgl. KRAUSSE 1971:11f und GEOL. LANDESAMT NRW
1989:18).
2.1.1.2. Das mesozoische Deckgebirge
Der gesamte Nordosten des Landkreises (Korbacher Bucht) sowie ein kleinerer Teil im Süden
(Frankenberger Bucht) werden von erdgeschichtlich jüngeren Gesteinen eingenommen als die
bisher beschriebenen Bereiche. Sie stammen aus dem Mesozoikum, wobei Gesteine des Buntsandsteins flächenmäßig bei weitem dominieren.
Die sich schon im Perm mit der beginnenden Absenkung der Hessischen Senke abzeichnende
Neugestaltung der Landoberfläche setzte sich in der Trias verstärkt fort. Die Anlage von
Großriftsystemen im nordatlantischen und arktischen Raum sowie im Bereich der Tethys
führte zur Herausbildung eines komplexen Musters von neuen Senkungsgebieten im Vorfeld
und auch innerhalb des ehemaligen variszischen Faltungsgebietes (vgl. WALTER 1995:22ff).
4
Untergliederung der Zyklen in Z1-Z8, d.h. Werra-, Staßfurt-, Leine-, Aller-, Ohre-, Friesland- und Mölln-Serie
sowie Übergangsfolge (vgl. KULICK 1997b:15).
13
Ein solches Senkungsgebiet ist das Germanische Becken, das nach Ausdehnung und
Gestalt anfangs dem südlichen Zechstein-Becken noch weitgehend entsprach, sich mit der
Zeit jedoch stark erweiterte. Es nahm während des Mesozoikums verschiedene Sedimente
auf, die sich übereinanderlagerten und so die flachlagernden Schichten des Deckgebirges bildeten. Die Hessische Senke war ein Teil dieses Beckens und demnach überwiegend Sedimentationsgebiet, nur ihr Westteil und mit ihm das Kreisgebiet war seit dem Oberjura
höhergelegenes Festland und unterlag somit der Abtragung (vgl. GEOL. LANDESAMT
NRW 1989:21 und HORN 1991:164).
Der Ablagerungsraum des Germanischen Beckens war ein zeitweise marines, überwiegend aber terrestrisches Binnenbecken, in das von den umliegenden Hochgebieten Sedimente eingetragen wurden. Während des Buntsandsteins geschah dies überwiegend durch
Flüsse, die im zyklischen Wechsel sandig-schluffig-toniges Material aus südlicher Richtung5
heranführten. Anhand dieser zyklischen Sedimentation gliedert man den Buntsandstein in
sieben Folgen (Calvörde, Bernburg, Volpriehausen, Detfurth, Hardegsen, Solling und Röt,
vgl. KULICK 1997a:9), von denen die des Unteren, im nordwestlichen Hessen auch als Korbach- und Waldeck-Folge bezeichnet, und des Mittleren Buntsandsteins im Kreisgebiet flächenmäßig die größte Ausdehnung besitzen. Jüngere Sedimente des Oberen Buntsandsteins
sind nur relativ kleinräumig in schmalen Grabenzonen im nordöstlichen Kreisgebiet erhalten,
wo sie aufgrund der tektonischen Tieflage vor der jüngeren Erosion geschützt wurden.
Im höchsten Buntsandstein, kurz vor Ende des Röts, drang das Meer von Südosten her
durch die Schlesische und die Ostkarpatische Pforte aus dem Bereich der Tethys in das Germanische Becken vor. Damit wird die marine Phase des Muschelkalks eingeleitet (vgl. GEOL. LANDESAMT NRW 1989:25f). In einem warmen Flachmeer entstanden unter semiaridariden Klimabedingungen im zyklischen Wechsel zunächst vollmarine bis lagunäre, kalkige
bis mergelige Gesteine. Hauptgestein dieses Unteren Muschelkalkes sind die Wellenkalke.
Anschließend wurde das Flachmeer zeitweilig vom offenen Meer abgeschnürt, wodurch die
lagunäre bis hypersalimare Sedimentation des Mittleren Muschelkalkes einsetzte. Hauptgesteine dieser Phase sind Mergel, Dolomit und v.a. Anhydrit (Gips).
5
Während die Grenzsande des höheren Zechsteins noch einen deutlichen Einfluß des nahen Schüttungsgebietes
des heutigen Rheinischen Schiefergebirges auf die Sedimentation erkennen lassen, ist dessen Einfluß als Abtragungs- oder Liefergebiet in den Gesteinen des Mesozoikums nicht mehr sicher nachweisbar. Diese Tatsache
spricht für eine weiterreichende Überdeckung des Gebirgsrumpfes mit Sedimenten als zur Zeit des Perms. Der
Kellerwaldhorst z.B. war vermutlich von der Calvörde-Folge an vom vollständigen Buntsandsteimprofil überdeckt. Wie weit diese Überdeckung ursprünglich gereicht hat, ist aufgrund der späteren Abtragung der Sedimente allerdings nicht mehr nachzuweisen (vgl. KULICK 1997a:96 und HORN 1991:156).
14
Im Oberen Muschelkalk öffnete sich im Südwesten mit der Burgundischen Pforte eine
neue marine Verbindung zwischen Tethys und Germanischem Becken, so daß in dem zunächst flachen und durch Strömungen bewegten, dann tieferen und ruhigeren Meeresbecken
wieder überwiegend kalkige Sedimente abgelagert wurden (Trochiten- und Ceratitenkalk).
In Waldeck-Frankenberg sind Gesteine des Muschelkalks nur sehr kleinräumig im äußersten Nordosten zu finden. Ursprünglich bis weit auf das Gebiet des heutigen Rheinischen
Schiefergebirges hinauf abgelagert, wurden sie im späten Mesozoikum und im Känozoikum
größtenteils wieder abgetragen.
Gleiches gilt für die Sedimente des Keupers und Unteren Juras. Auch sie kommen nur
eng begrenzt in Grabenzonen des nordöstlichen Kreisgebietes vor, obwohl ihr Ablagerungsgebiet weitaus größer war. Die Keuper-Gesteine bestehen dabei aus einer Folge bunter und
grauer, teilweise mergelig-dolomitischer Ton- und Schluffsteine, in die Sandsteine, Dolomitsteine und Gipslagen eingeschaltet sind. Sie entstanden überwiegend in einem limnischbrackischen Millieu einer Salz-Ton-Ebene (Sabkha-Fazies, vgl. GEOL. LANDESAMT NRW
1989:26).
Im Oberen Keuper drang erneut ein Meer in die Hessische Senke vor, wodurch die
Meeresherrschaft des Jura-Systems eingeleitet wurde. Diese Transgression erfaßte mit kleineren Ausnahmen den gesamten mitteleuropäischen Raum, es kam sogar zu einer durchgehenden Nord-Süd-Meeresverbindung vom arktischen Ozean bis zur Tethys (vgl. WALTER
1995:26). Neben marinen Kalken wurden in den Randzonen des durch diese Transgression
gebildeten Schelfmeeres und in der näheren Umgebung von Hochgebieten/Inseln wie der
Rheinischen Masse auch feinklastische Sedimente wie Tone und Mergel abgelagert.
Jüngere Gesteine des Mittleren oder Oberen Juras, der Kreide oder des Tertiärs können im
Landkreis mit Ausnahme einiger kleiner tertiärer Basalt- und Tuffvorkommen im östlichen
Grenzgebiet nicht gefunden werden. Ursprünglich vielleicht vorhanden gewesene mitteljurassische Sedimente wurden wohl vollständig wieder abgetragen und jüngere erst gar nicht
abgelagert, da der Westteil der Hessischen Senke und mit ihm auch der Raum des heutigen
Waldeck-Frankenberg vom höheren Oberjura an ein relatives Hochgebiet darstellte und somit
Erosionsgebiet war (vgl. GEOL. LANDESAMT NRW 1989:29f und HORN 1991:164). Erst
im Quartär wurden mit den pleistozänen Lössen sowie den Tal- und Auenablagerungen erneut
Sedimente im Kreisgebiet akkumuliert, die jedoch nur relativ kleinräumig eine größere Mächtigkeit erlangen. Sie sollen hier nicht näher besprochen werden.
15
2.1.2. Tektonische Gliederung
Gleichwie man das Kreisgebiet geologisch zweigliedert, kann man auch die tektonischen
Formungsabläufe, die diese Gliederung ursprünglich verursacht haben, in zwei große zeitliche
Zyklen aufteilen: die variszische und die alpidische Ära. Der ersteren ist die Gestaltung des
Faltengebirgsrumpfes des Rheinischen Schiefergebirges zuzuordnen, während in der letzteren
v.a. die jüngeren Gesteinseinheiten der Hessischen Senke geprägt wurden (vgl. KRAUSSE
1971:23).
2.1.2.1. Die variszische Ära
Wie schon in Kap. 2.1.1. erwähnt, lagerten sich die Gesteine des Rheinischen Schiefergebirges in der sich am Ende des Silurs bildenden variszischen Geosynklinale ab. In mehreren Faltungsphasen seit der Wende Devon-Karbon wurden sie tektonisch beansprucht, die
Hauptfaltung fand jedoch erst im Oberkarbon (asturische Phase nach STILLE, vgl. HENNINGSEN/
KATZUNG 1992:46) statt. Dabei kam der Haupteinengungsdruck von Südosten, was eine
Vergenz der Falten nach Nordwesten und ein Streichen der Sättel- und Muldenachsen von
Südwesten nach Nordosten (Variszische Richtung) zur Folge hatte. Besonders am Ostrand
des Schiefergebirges ist dadurch eine kleinräumige Abfolge von Sätteln und Mulden entstanden (vgl. Abb. 2), deren Achsen in Richtung der Hessischen Senke einfallen. Dies ist ein
Hinweis darauf, daß jenes Senkungsgebiet zumindest in seinem Nordteil schon während der
variszischen Orogenese angelegt wurde (vgl. WALTER 1995:328).
Diese Großfaltenbereiche mit Wellenlängen im Bereich von 10 km und mehr sind in
sich weitgehend spezialgefaltet und -gefältelt, teilweise bis in den Millimeter- und
Mikrometerbereich hinein (vgl. Foto 1).
Mit zunehmender Einengung konnten die Gesteine den steigenden inneren Spannungen nur noch bedingt widerstehen und reagierten z.T. mit der Bildung von Scherflächen. Bei
weiterhin steigendem Druck entwickelte sich außerdem eine zunehmende Spannung senkrecht zur Einengungsrichtung, die schließlich eine dehnende Bewegungsreaktion in Richtung
der Faltenachsen zur Folge hatte. Neben den Zerscherungen in Faltenachsenrichtung zerbrach
der Gebirgskörper also auch senkrecht dazu an vielen kleineren Querstörungen (Abschiebungen), deren vertikale Verwurfsbeträge allerdings oft nur wenige Meter betragen (vgl.
16
KRAUSSE 1971:25). Z.T. sind diese Querstörungen auch als Blattverschiebungen mit horizontalen Bewegungsrichtungen der nebeneinanderliegenden Schollen ausgebildet (vgl. KULICK 1997a:146).
2.1.2.2. Die alpidische Ära
Nach dem Ende der variszischen Gebirgsbildung fanden im außeralpinen Mitteleuropa keine
weiteren Faltungsvorgänge statt. Die saxonische Tektonik des Mesozoikums und Tertiärs war
eine reine Bruchschollentektonik. Sie wurde zunächst maßgeblich durch Dehnungsprozesse
im Zusammenhang mit Öffnungsbewegungen des Zentral- und Nordatlantiks sowie der westlichen Tethys gesteuert und erreichte in der jungkimmerischen Phase an der Wende JuraKreide einen ersten Höhepunkt (vgl. WALTER 1995:22). Durch die dadurch hervorgerufenen
Vertikalbewegungen entstand das Egge-Lineament als staffelförmiger Ostabbruch des Grundgebirges, der das Karbon und die nachvariszischen Sedimentgesteine des Landkreises in einzelne, von überwiegend Nord-Süd verlaufenden Gräben und Abbrüchen getrennte Schollen
zerlegte. Eine der bedeutendsten Störungen dieser Zone ist der Westheimer Abbruch östlich
der Stadt Korbach mit einer Sprunghöhe von bis zu 200 m (vgl. KULICK 1997a:147). Er
trennt heute größtenteils das Verbreitungsgebiet des Zechsteins im Westen von dem des auf
der abgesunkenen Scholle erhalten gebliebenen Unteren Buntsandsteins im Osten.
Mit Beginn der alpidischen Orogenese wurde die allgemeine Krustendehnung Mitteleuropas von einer oberkretazisch-tertiären Einengungstektonik mit Kompressions- und
Scherbewegungen abgelöst, die eine Wiederbelebung der älteren Störungssysteme zur Folge
hatte (vgl. WALTER 1995:22). So wurde das Rheinische Schiefergebirge im jüngeren Tertiär
gehoben, während die Hessische Senke in ihrer heutigen Form einbrach und durch einzelne
Spezialgräben kleinräumig gegliedert wurde (vgl. a.a.O.:33). Dabei dienten häufig ältere tektonische Störungen als Leitlinien für diese Vertikalbewegungen. Die Wiederbelebung des
Eisenberger Abbruchs im späten Tertiär z.B. führte zur Ausbildung der markanten Bruchstufe
am Westrand der Korbacher Hochfläche (vgl. KÖRBER 1956:140).
Ergebnis all dieser Vorgänge ist ein saxonisches Schollenmosaik, das in Abb. 2 für die
Korbacher Bucht mit angrenzenden Gebieten dargestellt ist. Das Schiefergebirge im Westen
wird durch den Eisenberger Abbruch nach Osten abgeschnitten. Die anschließende EnseScholle ist in einzelne kleinere Horste und Gräben unterteilt und fällt insgesamt leicht nach
Westen zum Schiefergebirgsrand ein (vgl. Kap. 3.2.2.). Getrennt durch den Westheimer Ab17
bruch folgt östlich der Ense-Scholle die Meineringhausener Scholle, die ihrerseits durch den
Mengeringhausener Graben von der Waldecker Hochscholle abgegrenzt wird (vgl. KULICK
1997a:142ff).
Abb. 2 :
Tektonische Übersichtskarte des Gebietes um
Blatt Korbach
(aus KULICK 1997a:143,
verändert)
2.2. GEOMORPHOLOGIE — DIE
GEOMORPHOLOGISCHE
BEDEUTUNG
VON
VORZEITKLIMA-
TEN FÜR DIE RELIEFENTWICKLUNG
Die in den vorangegangenen Kapiteln beschriebene geologisch-tektonische Gliederung ist für
die Oberflächenformen und das Relief des Landkreises Waldeck-Frankenberg von großer
Bedeutung. Häufig sind Bruchstufen wie der Eisenberger Abbruch westlich der Stadt Korbach, der das Schiefergebirge von der Hessischen Senke trennt, in der heutigen Landschaft
deutlich zu erkennen. Auch die Höhenunterschiede zwischen dem Grundgebirge des Kellerwaldes oder des Hochsauerlandes und dem Deckgebirge der Korbacher und Frankenberger
18
Bucht sind auf tektonische Bewegungen, und viele ihr Vorland deutlich überragende Höhenzüge auf an der Oberfläche anstehende harte und widerständige Gesteine zurückzuführen.
Die morphologische Ausgestaltung einer Landschaft läßt sich jedoch nicht allein mit
Petrovarianz oder Tektonik erklären. Zwar sind die Großformen des Reliefs häufig durch diese endogenen Parameter bedingt, doch hängt v.a. die kleinräumigere Ausgestaltung der Landoberfläche zu einem erheblichen Teil von Verwitterung und Abtragung, d.h. von exogenen
Faktoren, ab. Unter verschiedenen klimatischen Voraussetzungen können so bei gleicher geologischer Ausgangslage die unterschiedlichsten Reliefformen entstehen.
In Anbetracht dieser Tatsachen macht LIEDTKE (1995:122) fünf verschiedene Faktoren für die Höhenunterschiede und die unterschiedlichen Reliefformen einer Landschaft verantwortlich:
1. Das tektonische Grundgerüst, bestimmt durch die endogenen Vorgänge in Erdkruste und
-mantel, hat den Großbau geschaffen. Dabei sind Gräben eingesunken, Gebirge herausgehoben oder Schichten verstellt worden.
2. Die Widerständigkeit der anstehenden Gesteine bestimmt, ob dieser Großbau über lange
Zeit erhalten bleibt oder rasch verschwindet.
3. Die auf der Erdoberfläche wirkenden exogenen Kräfte wie Verwitterung, Gravitation und
Abtragung durch Wind, Wasser oder Eis formen diesen Großbau und verfeinern ihn.
4. Die klimatischen Voraussetzungen bestimmen dabei die Art und Weise der Formung, indem bestimmte exogene Faktoren in ihrer Wirkung begünstigt werden, was dann zu unterschiedlichen Reliefformen führt.
5. Die zur Verfügung stehende Zeit bestimmt, ob entsprechende Formen sehr deutlich oder
nur schwach entwickelt werden. Viele Landschaften lassen in unterschiedlichen Reliefgenerationen daher mehrere reliefformende Prozesse erkennen, wenn der letzte formende
Prozeß nicht ausreichte, die vorher geschaffenen Formen auszulöschen. Man spricht dann
von Mehrfach-, Vorzeit-, Alt- oder fossilen Formen.
Wenn auch all diese Prozesse bei der Reliefentstehung mitwirken, so sind doch Tektonik und
Klima die großen formbestimmenden Faktoren (vgl. LIEDTKE 1995:130). Heraushebung,
tektonische Ruhe oder Senkung führen zu Zerschneidung, Erhaltung oder Zuschüttung einer
Landschaft. Je nach klimatischer Situation kann es zu äolischen Ablagerungen oder Verlagerungen kommen, zu glazialen Aufschüttungen, periglazialer Abtragung, Rumpfflächenbildung
oder tiefer Zertalung. Jedes Klima vererbt die durch es geprägten Formen an die nächste
formschaffende tektoklimatische Prozeßgruppierung, die sie dann (möglicherweise bis zu
19
ihren vollständigen Verschwinden) überprägt. Am langlebigsten sind dabei Flachstrukturen
wie Rumpfflächen in relativ widerständigen Gesteinen, die wegen der Gesteinshärte und geringen Hangneigungen am besten erhalten werden (vgl. a.a.O.:130).
Im Gebiet des Landkreises Waldeck-Frankenberg sind solche Flachstrukturen weit
verbreitet. Sie entstanden durch flächenhafte Abtragung überwiegend während des Tertiärs.
Anschließend wurden sie im Quartär linienhaft zerschnitten und zu den heutigen Oberflächenformen umgestaltet. Im folgenden sollen die Oberflächenformen des Landkreises bezüglich
ihrer Genese und der dazu notwendigen Klimabedingungen näher beschrieben werden.
2.2.1. Die permische Rumpffläche
Die erste für das Kreisgebiet und sein heutiges Erscheinungsbild wichtige erdgeschichtliche
Zeitperiode ist die der variszischen Orogenese im Devon und Karbon. Die in der variszischen
Geosynklinale abgelagerten verschiedenartigen Gesteine wurden gefaltet und schwach metamorphisiert (Schieferung Æ Schiefergebirge) und gelangten durch Hebung über den Meeresspiegel. Das dadurch entstandene variszische Faltengebirge erstreckte sich quer durch ganz
Europa von der Iberischen Halbinsel über Südengland und Frankreich bis nach Polen (vgl.
KRAUSSE 1971:24 und FRANKE 1991:58). Das heutige Rheinische Schiefergebirge war ein
Teil dieses Faltengürtels.
Seit dem höheren Oberkarbon hob sich das Gebiet des östlichen Schiefergebirges und
des Kellerwaldhorstes mit annähernd heutigen Umrissen heraus (vgl. KULICK 1997a:151).
Mit dieser Hebung des Variszischen Gebirges begann gleichzeitig auch seine Abtragung und
Einebnung, die sich in der Folgezeit fortsetzte. Ergebnis war die sog. „Permische Rumpffläche“ (SEMMEL 1995:341), die die größeren Faltungsstrukturen des Gebirges kappte, so daß
verschieden widerständige Gesteine nebeneinander an der Oberfläche anstanden. Dies hatte
zur Folge, daß die permische Landoberfläche keine absolute Verebnung war, sondern härtere
Gesteinskomplexe langgezogene Rücken bildeten und weichere zu Wannen ausgeräumt wurden (vgl. PAECKELMANN 1931 in RICHTER-BERNBURG 1950:164). Andere Autoren
sind sogar der Auffassung, die damalige Landoberfläche habe das Relief eines flachwelligen
Mittelgebirges mit bis zu 90 m (GEOL. LANDESAMT NRW 1989:61) bzw. mindestens
200 m (KULICK 1991:18) Höhenunterschied besessen.
Ob diese Behauptung für das gesamte Schiefergebirge und hier v.a. für seine zentraleren Bereiche gilt, kann nicht bewiesen werden, für seine Randgebiete im Übergang zur Hessi20
schen Senke ist sie jedoch durchaus zutreffend. Hier überflutete das im oberen Perm aus Norden vordringende Zechsteinmeer eine reich gegliederte Landschaft mit beachtlichen Höhenunterschieden, so daß sein Küstenverlauf mehrere (Halb)Inseln und Buchten aufwies. V.a. die
Korbacher Bucht zeigt noch heute eine starke morphologische Ähnlichkeit mit den damaligen
Verhältnissen: „Folgen wir der Beschreibung von J. KULICK (1968, Seite 47) und blicken
«von der Höhe N Dingeringhausen nach S über die Korbacher Fläche, so bietet sich heute ein
ähnliches Landschaftsbild wie kurz vor der Zechsteiningression dar». Wie ein großes Panorama erahnen wir die vor über 220 Millionen Jahren existierende Küste – in unmittelbarer
Nähe nördlich die Helmscheider Höhen, südlich die Höhen von Lelbach und Lengefeld sowie
der Eisenberg bei Korbach, weiter im Süden der Frankenberg bei Herzhausen, der Hüttenberg
bei Vöhl und schließlich im Süden und Südosten die fernen Ederberge und der Nordrand des
Kellerwaldes. Wir sehen heute ein nur wenig verändertes Abbild der Zechstein-Meeresküste
mit ihren Halbinseln, ihren teilweise fjordartigen Buchten, ihren Schären und Inseln und wir
glauben fast, die Brandung des Meeres zu hören, aus dem die äußersten Spitzen der Korbacher Kirchtürme gerade noch herausgucken würden“ (KRAUSSE 1971:11).
Diesem reich gegliederten Relief mit den verschiedenen Höhenlagen entsprechend findet sich in den Randgebieten des Zechstein-Meeres eine häufig wechselnde Fazies von
Litoral-, Schwellen- und Beckenbereichen. Besonders anschaulich tritt diese Situation im
heutigen Ittertal zwischen Dorfitter und dem Frankenberg zu Tage. Zur Zeit des Z1 befand
sich hier eine schmale Meeresbucht, die weit in die damalige Insel des Kellerwald-Horstes
mit Höhenunterschieden zwischen ihrer Basis und der permischen Landoberfläche von bis zu
90 m hineingriff (vgl. KULICK 1997a:47). Die heutige Landschaft ist ein Abbild der damaligen. Die zechsteinzeitliche Rumpffläche ist bei Marienhagen und Obernburg östlich des Ittertales wieder aufgedeckt, und die Itter selbst hat sich genau im Bereich der ehemaligen Bucht
in entsprechender Tiefe eingeschnitten. Dieses beweisen kalkige Sedimente des tieferen Wassers, die heute im Niveau des Itter-Baches anstehen, sowie ein kleines Bryozoenriff, welches
am Buchtrand in flacherem Wasser aufwuchs und heute in seiner ursprünglichen Entstehungsposition dem aus unterkarbonischen Gesteinen gebildeten oberen östlichen Talhang
aufsitzt.
Die ältesten überlieferten Oberflächenformen im Landkreis Waldeck-Frankenberg sind eben
die der permischen Rumpffläche, häufig durch Verwitterungsfärbungen (permische Rötung)
erkennbar (vgl. KÖRBER 1956:19). Diese Fläche ist allerdings nur recht kleinräumig am Ostrand des Schiefergebirges erhalten, so z.B. bei Marienhagen und Obernburg oder auch nord21
westlich von Frankenberg, wo sie durch jüngere Erosionsvorgänge wieder von ihrer oberpermisch-mesozoischen Sedimentauflage befreit wurde. Es kam zur Exhumierung einer Paläolandschaft, die präzechsteinzeitliche Landoberfläche wurde wieder abgedeckt.
Rumpfflächen sind laut Definition „rezente oder fossile Landoberflächen, die unabhängig von
Faltungsstrukturen, Bruchlinien oder Verwerfungen als leicht gewellte Ebenheiten festen Gesteinsuntergrund kappen, d.h. Gebirgskörper bis auf sein Inneres, den «Rumpf», freilegen.
Fehlende Beziehung zum inneren Bau des Gebirges läßt erkennen, daß sie keine Strukturformen, sondern Skulpturformen sind, die auf Abtragungsvorgängen beruhen“ (WILHELMY
1990:130).
Die Entstehung von Rumpfflächen ist an bestimmte klimatische Bedingungen gebunden, die in der Literatur allerdings sehr unterschiedlich beurteilt werden. Auf diese Problematik soll in Kap. 2.2.2. im Zusammenhang mit der tertiären Flächenbildung näher eingegangen
werden. An dieser Stelle soll als kurze Erläuterung genügen, daß der Übergang vom humiden
Klima Mitteleuropas während des Oberkarbons zum ariden bis semiariden Klima des Perms,
der wohl mit der Wanderung des Gebietes aus tropischen in subtropisch-randtropische Breiten
zusammenhing, von mehreren großen und kleinen zyklischen Klimaperioden begleitet war
(vgl. HOHL 1985:341). Der damit verbundene mehrfache Wechsel zwischen intensiver chemischer Tiefenverwitterung ([sub]tropisch-feuchte Perioden) und flächenhafter Abtragung
([sub]tropisch-trockene Perioden) ermöglichte die Entstehung der permischen Rumpffläche.
2.2.2. Tertiäre Rumpfflächen
In größerer Flächenausdehnung sind im Rheinischen Schiefergebirge und an seinem Ostrand
im Übergang zur Hessischen Senke die tertiären Reliefformen erhalten. Sie bilden im allgemeinen ein sanftwellig-hügeliges Flachrelief, wie es z.B. die Korbacher Hochfläche zeigt
(vgl. Foto 3). Diese Formen werden ebenfalls als Rumpfflächen angesprochen. V.a. im Schiefergebirge selbst sind sie jedoch aufgrund der jungen Hebungsvorgänge stark zerschnitten und
heute nur noch relativ schwer morphologisch auszumachen (vgl. Foto 2).
Rumpfflächen und ihre Genese gehören zu den in der geomorphologischen Literatur
am meisten diskutierten Problemen. Nachdem die weitgehend klima- und gesteinsunabhängige Reliefformung, wie sie von DAVIS (1899, in WIRTHMANN 1987:9) zu Beginn des 20.
Jahrhunderts in Form seiner Zyklentheorie propagiert wurde, heftigen Widerspruch hervorrief
22
und rasch widerlegt werden konnte, wird die Rumpfflächengenese in der heutigen Literatur
übereinstimmend klimamorphologischen Entstehungsursachen zugeschrieben (vgl. WILHELMY 1990:148). Demnach führt eine intensive chemische Verwitterung unter warmfeuchten Klimabedingungen zur Ausbildung einer Rumpffläche, die über unterschiedlich widerständige Gesteinsschichten gleichmäßig hinweggreift und diese kappt.
Allen voran sieht BÜDEL (u.a. 1977) diese Bedingungen in den heutigen wechselfeuchten (und in eingeschränkter Weise auch in den immerfeuchten) Tropen verwirklicht.
Nach seinem Modell der doppelten Einebnung kommt es während der Regenzeit an der Basis
einer feuchtwarmen Verwitterungsdecke zur Aufbereitung des anstehenden Gesteins, wodurch diese Basis weiter in die Tiefe fortschreitet. An der Oberfläche der Verwitterungsdecke
vollzieht sich dagegen die eigentliche Flächenbildung durch Spülfluten, die v.a. gegen Ende
der Trockenzeit bei reduzierter Vegetationsbedeckung das Verwitterungsmaterial aufnehmen
und über Flüsse ins Meer abführen. Aufgrund fehlender Erosionswaffen und hoher Belastung
mit Feinmaterial leisten diese Flüsse nur eine geringe Erosionsarbeit, weshalb sie nur sehr
flach in weiten Tälern, von BÜDEL allerdings nicht als Täler, sondern als Spülmulden bezeichnet, in die Fläche eingetieft sind. Denudation und Tiefenerosion sind somit gleichstark –
es bilden sich Flächen (vgl. BÜDEL 1977:94ff). Diesen Vorgang der parallelen Tieferschaltung von Spülober- und Verwitterungsbasisfläche unter wechselfeucht tropischen Bedingungen nimmt BÜDEL auch für das Tertiär Mitteleuropas an und erklärt damit die
Hochflächenrelikte in den heutigen Mittelgebirgen. Denn Verwitterungsreste, die sich immer
wieder auf solchen Flächen finden lassen, sprechen für eine Entstehung unter tropischem
Klimaeinfluß, da sie in ihrer Ausprägung heutigen tropischen Böden gleichen.
BÜDELS Modell ist von verschiedenen Autoren m.o.w. stark abgewandelt worden,
wobei jedoch die Grundidee erhalten blieb. WILHELMY (in WIRTHMANN 1987:20) verschiebt die Zone der Flächenbildung eher in die trockenen Tropen, wo mechanische Schuttbildung die chemische Tiefenverwitterung ablösen soll, während BREMER (a.a.O.:21) die
Flächenbildung nur auf die inneren Tropen beschränkt, in den wechselfeuchten oder trockenen Randtropen dagegen eine langsame Zerstörung oder bestenfalls traditionelle Weiterbildung der Flächen annimmt. LOUIS (a.a.O.:24) beschränkt die Rumpfflächenbildung wieder
wie schon BÜDEL auf die wechselfeuchten Tropen. Klimawandel nach der feuchteren wie
nach der trockeneren Seite führe zur Zertalung, aber bei Wiedereinstellung des Flächenbildungsklimas könne eine Rückverlegung und allmähliche Verflachung der Talhänge auf tieferem Niveau wieder neue Flächen, die sog. Flachmuldentallandschaften, schaffen.
23
Diese Theorien zur Rumpfflächengenese unter tropischen Bedingungen blieben nicht
unwidersprochen. Zum einen erntete das Modell der doppelten Einebnung ansich Kritik (vgl.
dazu die Ausführungen in WILHELMY 1990:150 und BRÜCKNER 1989:178ff), zum anderen bezweifeln v.a. in jüngerer Zeit mehrere Autoren die rezente Flächenbildung in den
(wechselfeuchten) Tropen. SEMMEL (1996:18) bezeichnet sie demnach auch eher als „die
Ausnahme denn die Regel“ und verweist dazu noch auf die Rolle der anthropogenen Einwirkung bei den rezenten Flächenbildungsprozessen. WIRTHMANN (1987:29) betont, daß sich
alle genannten Theorien nur mit der Geomorphologie der Gondwana-Kontinente befassen und
die jüngeren tropischen Orogene ausklammern, so daß der Verdacht naheliege, es handele
sich bei der typisch tropischen Geomorphologie „um einen eher strukturell als klimatisch bedingten Formenschatz“.
Andere Autoren (z.B. ROHDENBURG 1970, in SEMMEL 1996:18) kritisieren
daneben die mangelnde Berücksichtigung von vorzeitlichen Klimaänderungen in den Tropen.
Denn während in der deutschen geomorphologischen Literatur noch oft die Meinung verbreitet ist, die gegenwärtigen klimatischen Bedingungen der (wechselfeuchten) Tropen bestünden
schon seit langer Zeit, hat in anderen Ländern die Einsicht, daß auch die heutigen Tropen in
der Vergangenheit und hier v.a. im Pleistozän erheblichen klimatische Änderungen ausgesetzt
waren, viel früher und umfassender Verbreitung gefunden (vgl. TRICART 1956; in SEMMEL 1996:18).
Vor diesem Hintergrund hat ROHDENBURG eine weitere Theorie der Rumpfflächengenese erarbeitet (vgl. WIRTHMANN 1987:25f). Er vertritt die Ansicht, daß nur ein
Klimawandel, d.h. der Wechsel zwischen Phasen intensiver chemischer Tiefenverwitterung
unter (sub)tropisch feuchten Klimaten mit intakter Vegetationsdecke und solchen starker oberflächlicher Abtragung unter (sub)tropisch ariden bis semiariden Klimaten bei stark aufgelockerter Vegetation und dementsprechend geschwächter Schutzfunktion der Pflanzendecke,
die Entstehung von Rumpfflächen ermöglicht. Aus dem Jahreszyklus BÜDELS wird bei
ROHDENBURG also ein Klimazyklus unbestimmter Dauer.
Somit stellt sich die Frage, ob das Tertiärklima in Mitteleuropa nicht auch stärkere
Schwankungen aufwies als bisher angenommen und sich aride und humide Phasen abwechselten, eine Theorie, die auch von SEMMEL (1996:19) und WALTER (1995:33) vertreten
wird. Denn paläopedologischen Befunden zufolge wechselten zumindest im mittleren und
späten Tertiär mehrfach längere Zeiten mit humiden bis subhumiden Niederschlagsverhältnissen mit kürzeren semiariden Perioden, was in der Mittelgebirgszone zur Bildung von Rumpfflächen geführt haben soll (vgl. WALTER 1995:34).
24
Im Rheinischen Schiefergebirge und an seinem Ostrand im Übergang zur Hessischen Senke
ist nun nicht nur eine, sondern sind mehrere tertiäre Rumpfflächen in verschiedenen Höhenstufen zumindest in Relikten erhalten geblieben. KÖRBER (1956) hat mit großem Arbeitsaufwand im nordöstlichen Schiefergebirge zusammen mit dem Kellerwald und dem
Waldecker Tafelland insgesamt elf in m.o.w. großen Resten erhaltene Rumpfflächen auskartiert (vgl. a.a.O.:139). Abgesehen von lokaltektonischen Abweichungen betrage der Höhenunterschied zwischen diesen Flächen immer ziemlich genau 50 (+/-10) m. Hieraus resultiere ein
bemerkenswert gleichmäßiger Rumpftreppenbau, den er mit einer ruckweisen, aber insgesamt
gleichförmigen epirogenetischen Hebung des Gebietes erklärt: Wird eine in Meereshöhe gebildete Fläche gehoben, beginnt von den Rändern her ihre Zerschneidung, während sich an
ihrem Fuß in tieferem Niveau eine neue Fläche ausbildet, die mit m.o.w. breiten Talsohlen in
das Altland zurückgreift. Dieser Prozeß fand aufgrund der ruckweisen Hebung mehrmals statt
und schuf so unter den die flächenhafte Abtragung begünstigenden tertiären Klimabedingungen die verschiedenen Flächenniveaus.6
Im Falle des Rheinischen Schiefergebirges begann die Heraushebung am Ende der
Kreidezeit und setzte sich v.a. im späten Tertiär verstärkt fort (vgl. HENNINSEN/KATZUNG
1992:5). Dementsprechend datiert KÖRBER seine Flächen auch auf oberkretazisch bis
oberstpliozän, wobei diese Zeitangaben jedoch unsicher sind, da er nur zwei Flächen absolut
datieren konnte (vgl. KÖRBER 1956:122ff). Eine Übersicht über die verschiedenen Niveaus
und ihr angenommenes Alter gibt Abb. 3. Im Gebiet des Landkreises Waldeck-Frankenberg
sind diese allesamt vertreten, von der Fläche des Langenberg-Niveaus und der Altastenberger
Fläche im Raum von Willingen/Schwalefeld, d.h. in den hochgelegenen Gebieten des Schiefergebirges im Waldeckischen Upland, über die mittleren Niveaus der Musenberg-, Ruhrkopf, Küstelberger- und Grönebacher Fläche am Gebirgsrand und im Kellerwald bis zu den tiefergelegenen Waldecker Flächen und den Niveaus von Arolsen und Buchenberg, die im Gebiet
des Deckgebirges der Hessischen Senke in der Korbacher und Frankenberger Bucht z.T. recht
großflächig erhalten sind.
6
Die von LOUIS (1953) erstmals vorgestellte und in den letzten Jahrzehnten modifizierte und immer stärkere
Beachtung findende Verschüttungstheorie (zumindest in Teilen des Schiefergebirges weitgehende Zerstörung
eines altteriären Flachreliefs mit tiefgründiger Verwitterung durch Tektonik und Talbildung im mittleren Tertiär,
anschließend (Oligozän bis unteres Miozän) durch Meereshochstand verursachte Verschüttung des Senken- und
Talnetzes und Entwicklung jüngerer Flachreliefs bis zum Ende des Tertiärs) kann Körber für sein Arbeitsgebiet
nicht nachvollziehen. Deshalb soll sie an dieser Stelle nicht näher behandelt werden. Ausführliche Darstellungen
dieser Theorie finden sich in HÜSER (1973:54ff) und SEMMEL (1996:64ff).
25
Niveaubezeichnung
Langenberg-Niveau
Altastenberger Fläche
Musenberg-Fläche
Ruhrkopf-Fläche
Küstelberger Niveau
Grönebacher Niveau
Höhnscheid-Fläche
Datierung
älter als
ober- bis mitteloligozän,
evtl. bis oberkretazisch
(ober- bis mittel)oligozän,
absolut datiert durch auflagernde
untermiozäne Basalte
Obere Waldecker Fläche mittel- bis untermiozän
Untere Waldecker Fläche (unterpliozän bis) obermiozän, absolut
datiert durch auflagernde unter- bis
mittelpliozäne Basalte
Buchenberger Fläche
mittelpliozän
Arolser Fläche
oberpliozän
mittlere Höhe
850m
790m
750m
700m
650m (Edergebiet)
600m (
“
)
550m (Gebirgsrand)
500m (
460m (
“
“
)
)
425m (
385m (
“
“
)
)
Abb. 3: Die Flächen am Nordostrand des Rheinischen Schiefergebirges im Raum WinterbergMedebach nach KÖRBER (1956)
Diese KÖRBERsche Datierung und auch seine altimetrische Einordnung erscheinen jedoch
problematisch. Zum einen sind seine auskartierten Flächenreste oftmals sehr klein, zum anderen können Relikte einer Fläche auch durch die in diesem Gebiet nicht zu vernachlässigende
(Klein-)Tektonik in unterschiedliche Höhen gelangt sein. Schließlich ist es auch schon prinzipiell schwierig, in einem stark zerschnittenen Gebiet v.a. kleinere Flachformen (Flächenreste?) sicher bezüglich ihrer Genese anzusprechen, da durch Verflachung von Hängen oder
Bergrücken, die (von mehreren Seiten) angeschnitten und erniedrigt sowie von periglazialen
Solifluktionsprozessen überprägt wurden, den Rumpfflächenrelikten morphologisch relativ
ähnliche Kleinformen entstehen können. Somit sind, wie schon SANDNER (1956:87) aufgrund eigener Untersuchungen im Kellerwald feststellte, nur wenige Gebiete eines solchen
Mittelgebirgsraumes als „echte Teile alter Flachreliefs“ zu bezeichnen. Dementsprechend hat
er im Kellerwald auch nur drei Rumpfflächenniveaus ausgemacht, ein unteres in ca. 400 m ü.
NN, das v.a. an seinen Rändern auftritt und bis ins Vorland hereingreift, ein mittleres in etwa
500 m ü. NN, welches über den ganzen Kellerwald verbreitet zwischen den Gipfeln eingestreut ist, und ein oberes, das nur durch einzelne flache Gipfel in rund 600 m ü. NN dargestellt wird (a.a.O.:97).
26
2.2.3. Schichtstufen
Ein weiteres in früheren geomorphologischen Arbeiten über das Gebiet am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges schon öfter angesprochenes Problem ist das der tertiären Flächenbildung in den Sedimenten der Hessischen Senke außerhalb des eigentlichen Grundgebirgsraumes. Daß sich die tertiäre Flächenbildung westlich des Schiefergebirgsrandes fortgesetzt
hat, ist dabei nicht zu leugnen, zeigen sich doch im Gebiet der Korbacher Bucht v.a. mit der
Korbacher Fläche und der Goddelsheimer Hochfläche (die KÖRBER 1956:55ff beide in Abschnitten sowohl der Oberen als auch der Unteren Waldecker Fläche zuordnet) flachwellige
und nur wenig zerschnittene Oberflächenformen, die noch heute den Charakter der ehemaligen Rumpffläche erkennen lassen. Nur stellte sich dabei immer wieder die Frage, ob diese
Flächen echte Rumpfflächen (Skulpturflächen) waren, die über verschieden widerständige
Gesteine hinweggriffen, oder ob sie strukturell bedingt, d.h. an das Auftreten von flachlagernden Sedimentgesteinen im Untergrund gebunden waren und dementsprechend als Landterrassen einer sich westlich an die Rumpfflächentreppenlandschaft des Schiefergebirges
anschließenden Schichtstufenlandschaft gedeutet werden müssen.
Nach BLUME (1949:267) gilt für den gesamten Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges zwischen Dill und Diemel, daß die tiefste Fläche der Rumpftreppenlandschaft des
Grundgebirges zugleich die Basislandterrasse der sich nach Osten in den Deckgebirgsschichten anschließenden Schichtstufenlandschaft ist. Hier seien die Flächen keine Skulpturformen,
sondern strukturell bedingt. Aufgrund tektonischer, gesteinsbedingter oder hydrologischer
Besonderheiten könne manchmal jedoch die Ausbildung einer Schichtstufe verhindert worden
sein. Auch SEMMEL (1995:342) spricht im Gebiet der Hessischen Senke von Schichtstufen
und dazugehörigen Landterrassen und hält echte Rumpfflächenbildung für die Ausnahme.
Demgegenüber betont v.a. BÜDEL (u.a. 1977:131), daß Rumpfflächen oftmals ohne
Niveauunterschiede aus gefalteten Grundgebirgsschichten in das benachbarte Deckgebirge
herüberreichen und verneint damit einen prinzipiellen Unterschied zwischen Schichtstufen
und Landterrassen auf der einen bzw. Rumpfstufen und Rumpfflächen auf der anderen Seite.
Er sieht die geologische Beschaffenheit des Untergrundes, d.h. das Vorhandensein einer
flachlagernden Schicht widerständigen Gesteins, nicht als Ursache der Flächenentstehung,
sondern nur als Grund für die weite Erstreckung und gute Erhaltung einer (ehemaligen)
Rumpffläche. Auch sein Schüler KÖRBER (1956:142) sieht prinzipiell keinen genetischen
Unterschied zwischen beiden Formen. Seiner Meinung nach setzt sich die Rumpftreppenland27
schaft des Schiefergebirges ohne Unterbrechung mit der Höhnscheid- und den beiden
Waldecker Flächen in den Sedimenten des Waldecker Tafellandes fort.
Auf Grundlage dieser Erkenntnisse hat BÜDEL (1938, in WILHELMY 1990:176) ein
Modell der Entstehung einer Stufenlandschaft entwickelt: Da im Schichtstufenland während
des Tertiärs die gleichen Abtragungsbedingungen geherrscht haben müssen wie im benachbarten Rumpftreppenland, d.h. Tiefenverwitterung und Flächenspülung, kam es auf einer initialen Landoberfläche (Rumpffläche?) zunächst zur Herauspräparierung der Schichtköpfe
harter Gesteine als m.o.w. flache, jedoch bereits deutlich markierte, langhinstreichende Rippen, die schon während des Tertiärs deutliche Geländestufen in der damaligen Landschaft
bildeten. Mit dem Übergang von flächenhafter Abtragung zu linearer Tiefenerosion im jüngeren Pliozän wurde dieses Grobrelief der Stufenlandschaft durch Einschneidung von Gewässern entlang der Rippen und der damit verbundenen Versteilung und Zerlappung der
Stufenränder zur heutigen Landschaftsform umgestaltet. Somit wurden also auch die Flächen
im Deckgebirge ursprünglich als Rumpfflächen angelegt, die sich aber aufgrund der Gesteinslagerung bis heute ungewöhnlich gut erhalten haben. Die Geländestufen zwischen den verschiedenen Höhenniveaus sind jedoch nicht notwendigerweise aufgrund von Hebungsvorgängen entstandene Rumpfstufen, sondern primär gesteinsbedingte Schichtstufen.
Problematisch an dieser BÜDELschen Theorie ist allerdings die von ihm postulierte
Lagekonstanz der Stufen. Diese mag zwar, wie BLUME (1971:69f) betont, ein „durchaus
möglicher Sonderfall der Reliefentwicklung im Bereich flach lagernder, wechselnd widerständiger Gesteine“ sein, doch kann sie keinesfalls als allgemeingültiges Axiom aufgefaßt
werden. Vielmehr lasse sich anhand von Zeugenbergen in allen Schichtstufenlandschaften ein
Prozeß der Stufenrückverlegung durch Quellerosion an der Grenze zwischen hangendem wasserdurchlässigen und liegendem wasserundurchlässigen Gestein sowie durch Nachbrechen
der harten Schichten des Oberhanges beobachten. Diese zuerst von SCHMITTHENNER (u.a.
1920, in BLUME 1971:33ff) beobachteten Vorgänge bilden die Grundlage der „klassischen“
Theorie zur Genese der Schichtstufenlandschaft, bei der die ausgedehnten Flächen sogar erst
durch das Rückwandern der Stufen entstehen. Allerdings ist auch diese Theorie nicht ohne
Widerspruch geblieben (vgl. BLUME 1971:65ff), denn obschon an der frontalen Stufenrückverlegung nicht zu zweifeln ist, so kommt ihr doch – zumindest in den humiden Außertropen
– eine geringere Bedeutung zu, als von SCHMITTHENNER angenommen. Schon an diesen
Ausführungen wird deutlich, daß wie bei den Rumpfflächen auch im Falle der
Schichtstufengenese noch keine allgemeine Übereinstimmung unter den verschiedenen
Forschern erzielt werden konnte.
28
Im Gebiet der Korbacher Bucht und im weiteren Verlauf nach Nordosten hat sich eine
solche Schichtstufenlandschaft entwickeln können. Sie beginnt mit der Korbacher/Waldecker
Fläche, die (hier im Waldecker Tafelland in etwa 400 m Meereshöhe gelegen) vom gefalteten
Grundgebirge über Sedimente des Zechsteins bis in den Sandstein des Unteren Buntsandsteins reicht. Demnach muß sie – als eine der wenigen Ausnahmen SEMMELs – als echte
Rumpffläche angesprochen werden. Nach Osten wird sie durch die Schichstufe des
Waldecker Landrückens begrenzt.7 Stufenbildner sind nördlich von Sachsenhausen die harten
Schichten des Volpriehausener Sandsteins, in weiterer Fortsetzung nach Südosten die Porensandsteine der Bernburg-(Waldeck-)Folge. Östlich anschließend folgt das Freienhagener
Hochland, das v.a. im stufenferneren Bereich größtenteils von den geomorphologisch weicheren Ton-Schluff-Gesteinen der Volpriehausener Wechselfolge aufgebaut ist (vgl. SEMMEL
1995:342f & KULICK/SEMMEL 1967:153ff).
Im nordöstlichen Kreisgebiet, östlich von Wrexen und Rhoden, ist eine ähnliche Situation zu beobachten. Hier findet sich im Übergang von den morphologisch weichen Gesteinen
des Oberen Buntsandsteins (Röt) zum harten Unteren Muschelkalk (Wellenkalk) ein deutlicher Geländeanstieg, der z.T. durch das bruchtektonisch bedingte Nebeneinander der verschieden widerständigen Gesteine erklärt werden kann, z.T. aber auch als echte Schichtstufe
ausgebildet ist.
2.2.4. Pleistozäne Reliefformung
Die bis hierhin beschriebenen flächenhaften Oberflächenformen erfuhren seit dem jüngeren
Pliozän und v.a. im Quartär unter periglazialen Klima- und Reliefbildungsprozessen (das
Rheinische Schiefergebirge ist während des gesamten Pleistozäns unvergletschert geblieben,
so daß keine glaziale Formung stattgefunden hat) eine wesentliche Umgestaltung. Ergebnis
war „eine Feingliederung des plumpen, großzügig gebauten Tertiärreliefs, die sehr wesentlich
zur Belebung der heutigen Landschaft beigetragen hat“ (KÖRBER 1956:143). Mit dem Klimaumschwung an der Wende Tertiär/Quartär, durch den linienhafte Tiefenerosion die bisher
vorherrschende flächenhafte Abtragung ablöste, setzte eine tiefe Zertalung der alten Flächen-
7
Diese Schichtstufe wurde von KÖRBER (1956:62f) als nicht gesteinsbedingte Rumpfstufe gedeutet, die die
tiefergelegene Obere Waldecker Fläche von der höheren Fläche des Höhnscheid-Niveaus (Freienhagener Hochfläche) trennt.
29
systeme ein, die im Pleistozän durch die immer noch andauernde Hebung des Rheinischen
Schiefergebirges unterstützt wurde.
Wenn auch der Prozeß der pleistozänen Tiefenerosion ansich nicht zu leugnen ist, werden
seine Ursachen doch kontrovers diskutiert. Nach BÜDEL (u.a. 1977:79ff) ist die (rezente und
damalige) Periglazialzone ein Bereich besonders kräftiger Einschneidung, da der Untergrund
durch frost(wechsel)beeinflußte Volumenänderungen aufgelockert wird („Eisrinden-Effekt“)
und so die mechanische Tiefenerosion extrem erleichtert ist. SEMMEL (1977, in WEISE
1983:115) konnte hingegen anhand von Untersuchungen in heutigen Periglazialgebieten
nachweisen, daß in den von BÜDEL untersuchten Tälern, die seiner Meinung nach durch
exzessive Tiefenerosion mittels des Eisrindeneffektes entstanden, die Aufschüttung und nicht
die Eintiefung dominiert. Nur die von Gletscherschmelzwässern gespeisten Bäche und Flüsse
seien in der Lage, sich mit breiter Sohle aktiv einzutiefen, eine Ansicht, die auch STÄBLEIN
(1977, in WEISE 1983:116) vertritt. Andere Autoren sehen in heutigen Periglazialgebieten
neben der Talbildung auch eine deutliche Tendenz zur Flächenbildung, allen voran DEDKOV
(1965, in WEISE 1983:118), der hier sogar die stärkste Flächenbildungstendenz überhaupt
ausgemacht haben will. Auch WEISE (1983:107ff) hält die verflachende Wirkung der Kryoplanation8 für einen nicht zu unterschätzenden Formungsfaktor. Abschließend sei an dieser
Stelle noch ROHDENBURG (1968:302) erwähnt, der den Hauptgrund für den Zertalungsprozeß in der klimatisch bedingten glazialeustatischen Meeresspiegelabsenkung seit dem Tertiär
sieht. Allerdings darf auch diese Aussage nicht unkommentiert bleiben, da der Autor von der
Annahme eines zwar durch glazialeustatische Meeresspiegelschwankungen oszillierenden,
aber insgesamt während des Quartärs kontinuierlich um 150 bis 180 m absinkenden Meeresspiegels ausgeht. Denn wenn auch für das Altquartär noch keine gesicherten Aussagen über
die Höhe des Weltmeeresspiegels gemacht werden können, scheint es nach dem aktuellen
Stand der Wissenschaft zumindest in der Brunhes-Epoche, d.h. in den letzten 783000 Jahren,
nur während zwei Interglazialen (Sauerstoffisotopenstufen 5e (= Eem) und 13) einen geringfügig höheren Meeresspiegel gegeben zu haben als heute. In den übrigen Zeiten schwankte er
vielmehr während der Maxima der Warmzeiten um den heutigen Wert oder lag darunter (vgl.
BRÜCKNER/RADTKE 1990:660).
8
= Flächenbildung durch Hangrückverlegung in Verbindung mit Solifluktion (vgl. S. 33) und fließendem Wasser unter periglazialen Bedingungen; Entstehung der Flächen nach dem Mechanismus der Pedimentation mit
gleichzeitigem Wirken von backwearing (Rückweichen der Hänge) und Abflachen, Einebnen und Tieferschalten der anschließenden Flächen (downwearing) durch Solifluktion und Abspülung (vgl. WEISE 1983:110).
30
Im folgenden soll versucht werden, trotz der dargelegten Probleme einen verallgemeinerten
und sicherlich auch stark vereinfachten Ablauf der quartären Talbildung zu geben.
In einer Übergangsphase um die Wende Plio-/Pleistozän bildeten sich unter dem
Einfluß von noch bedeutender Flächenspülung und schon bedeutender Tiefenerosion zunächst
sehr breite und flache Talböden aus, die zum ersten Mal das heutige Talnetz andeuteten. Es
sind die sog. Breitterrassen im Reliefgenerationsmodell BÜDELS (1977:197ff), die genetisch
zwischen Rumpfflächen und Terrassen stehen. Anschließend erfolgte im pleistozänen Wechsel von Warm- und Kaltzeiten die Bildung von terrassierten Tälern, die tief in das ehemalige
Flachrelief hineingriffen. Dabei gilt für alle größeren Mittelgebirgsflüsse generalisiert folgende Klima- und Talformungsfolge (vgl. auch DALCHOW 1989):
• Frühglazial: Durch Frostverwitterung und Solifluktion unter periglazialen Bedingungen
kommt es zwar zur verstärkten Schuttlieferung, gleichzeitig herrscht aber auch aufgrund
des humiden Klimas (hohe Verdunstung über noch warmen Meeren) hoher Abfluß und
insgesamt niedriges Belastungsverhältnis der Flüsse, die sich besonders während extremer
Abflußspitzen (Schneeschmelze) stark eintiefen (klimatische Instabilitätszeiten = Zeiten
stärkerer Formungsvorgänge).
• Hochglazial: Das kälter werdende Klima führt zu einer wirksamen Verringerung der
Verdunstung über den Ozeanen und damit zu abnehmenden Niederschlägen. Trotz höherer
Abflußspitzen zu Zeiten der Schneeschmelze sind die Flüsse den anfallenden Schuttmassen schließlich nicht mehr gewachsen, sie beginnen zu anastomosieren. Bei ausgeglichenem
Belastungsverhältnis kommt es zunächst zu anhaltender Seitenerosion, die das schmale
frühglaziale Tal verbreitert. Bei weiter sinkender Abflußmenge und Transportkraft kann es
schließlich zur Akkumulation des Materials und zur Bildung von Schotterterrassen
kommen. Besonders in jungen Hebungsgebieten oder in Flußoberläufen kann letzteres
jedoch häufig unterbleiben, oder die Felssohle ist bestenfalls von einem dünnen Schuttschleier überdeckt.
• Spätglazial: Bei ansteigenden Temperaturen verstärkt sich der Abfluß, so daß wiederum
Tiefenerosion wirken kann. Es beginnt eine erneute Einschneidung in die breiten Felsoder Schotterflächen der hochglazialen Talböden. Aufgrund des vergleichsweise raschen
Übergangs von Kalt- zu Warmzeit ist diese Periode jedoch relativ kurz und die Eintiefung
bei weitem nicht so stark wie im Frühglazial.
• Interglazial: Die sich schließende Vegetation und die beginnende Bodenbildung stabilisieren Hänge und Ufer, die Schuttzufuhr ist deutlich reduziert, und veränderte Niederschlags31
verhältnisse (mehr Regen, weniger Schnee) dämpfen die kurzfristigen Abflußspitzen, wodurch der kaltzeitliche verwilderte Fluß auf ein Bett beschränkt wird und in seiner (spätglazial angelegten) Aue mäandriert. Tiefen- und Seitenerosion sind, abgesehen von
anthropogenen Eingriffen durch Waldrodung und Landnutzung im Holozän und den dadurch hervorgerufenen Formen, bedeutungslos, es herrscht weitgehend Formungsruhe.
In einer erneuten Kaltzeit beginnt dieser Zyklus von neuem, was schließlich zur Bildung von
übereinander gestaffelten Schotter- oder Fels-/Erosionsterrassen führt, wobei die höchste
gleichzeitig die älteste ist.
Dieses stark generalisierte Schema ist natürlich nicht überall anwendbar, v.a. kleinere
Flüsse sind oft nicht darin einzuordnen. Statt ein syncrones Erosions- und Akkumulationsverhalten zu zeigen, hat jeder Bach vielmehr „sein Eigenleben geführt“ (FRÄNZLE in SEMMEL
1972:111). Trotzdem zeigen viele Täler im Landkreis Waldeck-Frankenberg einen entsprechenden Aufbau mit übereinanderliegenden Terrassen, allen voran das der Eder. Aber auch
kleinere Gewässer wie die Itter oder Werbe konnten in den Kaltzeiten Schotterterrassen akkumulieren, die heute jedoch nur noch in kleinen Resten vorhanden sind (vgl. KULICK
1997a:128ff).
Das durch die Breitterrassen vorgezeichnete Talnetz wurde bei der pleistozänen Eintiefung
der Flüsse in seinen Grundzügen kaum noch verändert. Allerdings erfuhr es durch tektonische
Bewegungen oder rückschreitende Erosion kleinräumig eine gewisse Umstrukturierung. Dies
gilt besonders für den mittleren Ederraum, wo ROSCHKE (1971:89f) mehrere Flußanzapfungen nachweisen konnte. Auch in der näheren Umgebung der Stadt Korbach vermutet er im
Grenzgebiet zwischen den Einzugsgebieten der Twiste, Diemel und Eder mehrere Umlenkungen frühstpleistozäner Flüsse (vgl. Kap. 3.3.2.2.). Daneben kam es im Pleistozän durch die
Bildung von Trockentälern und Dellen außerdem zu einer extremen Verdichtung des Gewässernetzes. Durch Abspülung und Solifluktion auf dem damals gefrorenen Boden entstanden,
liegen beide Formen heute trocken, markieren aber mit ihrer Lage den Beginn des eiszeitlichen Gewässernetzes. Da die Dellen oftmals jedoch Bahnen des unterirdisch sickernden
Grundwassers darstellen (vgl. BÜDEL 1944:495), treten an ihrem unteren Ende z.T. Quellen
aus. Im Landkreis Waldeck-Frankenberg sind diese Formen v.a. in den Buntsandsteingebieten
und im Schiefergebirge häufiger anzutreffen.
Wie bereits erwähnt, war das Pleistozän neben linienhafter Erosion jedoch auch eine
Phase mit starkem flächenhaften Abtrag. Denn die klimatisch-reliefbildenden Verhältnisse
32
außerhalb der vergletscherten Gebiete führten im Gebiet des mitteleuropäischen Gebirgsrostes
verbreitet zu Prozessen der Solifluktion, die einen Großteil des Reliefs mit periglazialen
Schuttdecken überzogen. Auch im Landkreis Waldeck-Frankenberg sind fast alle Hänge mehr
oder minder mit Solifluktionsschutt bedeckt (vgl. KULICK 1997a:136).
Als Solifluktion bezeichnet man die fließende bis kriechende Bewegung von Schuttund Erdmassen auf geneigter Unterlage (vgl. NEEF 1981:545). Sie findet dann statt, wenn die
Fließgrenze des Materials durch genügend große Aufnahme von Wasser überschritten wird.
Während der Kaltzeiten wurde eine solche Übersättigung oft durch (sommerliche) Tauvorgänge über gefrorenem und dadurch wasserundurchlässigem Boden hervorgerufen. Da durch
die hohe physikalische Verwitterungsintensität gleichzeitig auch hohe Mengen an Schuttmaterial bereitgestellt wurden, entstanden auf diese Art und Weise Solifluktionsschuttdecken,
die in hessischen Mittelgebirgen abhängig von der Reliefsituation und dem geologischen Untergrund meist in ein bis drei m.o.w. mächtige, z.T. in sich weiter untergliederte Horizonte
getrennt werden können, die sich in Skelettanteil, Lagerungsdichte, Körnung, Farbe und Anteil an äolischem Fremdmaterial unterscheiden. Mehrgliedrige Schuttdecken sind dabei entweder in Relieflagen, die die Akkumulation von Schutt begünstigen, oder auf Gesteinen, die
für die Schuttbildung besonders günstige Voraussetzungen boten, zu finden (vgl. SEMMEL
1964 und 1968).
In der Regel liegt zuunterst ein lößfreier, geschichteter oder ungeschichteter Basisschutt, der in morphologisch günstigen Lagen von einem stark lößlehmhaltigen Mittelschutt
überlagert wird. Jüngstes Glied in dieser Abfolge ist der Deckschutt, welcher je nach Reliefsituation gleichermaßen auf den anderen Schuttdecken wie auf dem anstehenden Gestein liegen
kann. Während Basis- und Mittelschutt präallerödzeitlich sind, evtl. sogar schon in älteren
Glazialen gebildet und in späteren Zeiten überformt wurden, ist der Deckschutt eine jungwürmzeitliche Bildung aus der jüngeren Tundrenzeit, denn dort, wo die allerödzeitliche Laacher-Bims-Tephra weit verbreitet als geschlossene Decke auftritt (z.B. Laacher-See-Gebiet,
Neuwieder Becken), wird sie vom Deckschutt überwandert. Auch in anderen Gebieten enthält
der Deckschutt häufig Minerale des Laacher Bimstuffs, was seine jungtundrenzeitliche Bildung, zumindest aber seine jüngste und entscheidendste Entwicklungsphase, belegt (vgl.
SEMMEL 1968:87f, BENDA 1995:251f und VÖLKEL 1995:103f). Diese Schuttdecken sind
für die holozäne Bodenbildung von großer Bedeutung und sollen deshalb in Kap. 2.4. näher
behandelt werden.9
9
In der vierten Auflage der Bodenkundlichen Kartieranleitung (AG BODEN 1994) werden die beschriebenen
33
Auch ein anderer im Pleistozän wichtiger und z.T. oberflächengestaltender Vorgang
soll erst später erörtert werden: Die Lößgenese und seine Verbreitung. Löß ist ein äußerst
günstiges Substrat für die nacheiszeitliche Bodenentwicklung. Dementsprechend stellt seine
Verbreitung auch einen natürlichen Gunstfaktor für die Inwertsetzung einer Landschaft dar.
Aus diesem Grund wird der Löß an verschiedenen Stellen dieser Arbeit erneut anzusprechen
sein und soll erst dann näher behandelt werden.
2.2.5. Holozäne Reliefformung
Nachdem bis hier die wichtigsten geomorphologischen Prozesse des Pleistozäns besprochen
wurden, muß abschließend auch das Holozän näher betrachtet werden. Wie schon an vorangegangener Stelle erwähnt, stellt es eine Phase dar, in der aufgrund der klimatischen
Bedingungen eine überwiegend geschlossene Vegetations- und Bodendecke und somit
natürlicherweise Formungsruhe vorherrscht, eine Tatsache, die die Nacheiszeit nicht von den
vorhergegangenen Interglazialen unterscheidet. Trotzdem nimmt das Holozän eine Sonderstellung innerhalb der quartären Landschaftsentwicklung ein, die aus dem erstmaligen massiven Auftreten des menschlichen Einflusses auf das Ökosystem herrührt. Mit der
Seßhaftwerdung der ersten Ackerbauern in Mitteleuropa vor etwa 7000 Jahren begann der
Mensch, die natürlichen Grundlagen einer Landschaft nicht nur zu nutzen, sondern auch zu
seinem Vorteil zu verändern. Einen Höhepunkt dieser Umgestaltung stellen sicher die großflächigen Waldrodungen v.a. zu Zeiten des Mittelalters dar, die nicht nur die Inwertsetzung,
sondern auch die Degradation der Landschaft durch nicht angepaßte Nutzung förderten. Der
Höhepunkt dieser Rodephase war im Gebiet des nördlichen Waldeck nach ENGELHARD
(1967:122) im 13. Jahrhundert n. Chr. erreicht.
Die Eingriffe in das Ökosystem veränderten die natürliche Morphodynamik derart, daß flächenhafte wie lineare Abtragung auf überwiegend landwirtschaftlich genutzten Flächen deutlich zunahm, was verstärkt zu korrelaten Ablagerungen von Kolluvien und Auelehmen an den
Unterhängen und in den Tälern führte. Der verstärkte Oberflächenabfluß in solchen anthropogenen Aktivitätsphasen förderte auch die Tiefenerosion v.a. kleinerer Bäche. Manche heute
Schuttdecken von oben nach unten als Hauptlage, Mittellage und Basislage bezeichnet. Da die zugrundeliegende
Gliederung jedoch unverändert gültig ist, wird in dieser Arbeit die ältere Nomenklatur beibehalten.
34
unter Wald liegende kleine Kerbtälchen mit relativ flachen Oberhängen, die auf einen
ursprünglich eher mulden- oder dellenförmigen Talquerschnitt hinweisen, sind wohl in
(vor-)geschichtlichen Rodephasen gebildet worden (vgl. dazu die Ausführungen in
Kap. 3.3.2.6.).
2.3. NATURRÄUMLICHE GLIEDERUNG
Auf der Grundlage der geschilderten geologisch-morphologischen Ausgestaltung der Landschaft am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges soll im folgenden eine naturräumliche
Gliederung des Landkreises Waldeck-Frankenberg erarbeitet werden. Abb. 4 soll dabei eine
Übersicht über die verschiedenen naturräumlichen Einheiten im Kreisgebiet geben.
Naturräume sind nach BECKER/FREDE/LEHMANN (1996:8) Landschaftsausschnitte, die durch vergleichbare geologische und klimatische Verhältnisse sowie eine jeweils typische Vegetation und vorherrschende menschliche Nutzungsform voneinander abgrenzbare
räumliche Strukturen darstellen. Ausgehend von größeren Einheiten, im Falle des Landkreises
Waldeck-Frankenberg der deutschen Mittelgebirgsregion innerhalb der Zone des nordhemisphärischen mesophytischen Fallaubwaldes, wird die Landschaft in sog. Regionen,
Haupteinheitengruppen und Naturraum-Haupteinheiten untergliedert, welche noch weiter
unterteilt werden können (vgl. KLAUSING 1988:7f).
Im Kreisgebiet grenzen die Regionen Grundgebirgsschollenland (30...3) im Osten und
Hessisches Bruchschollentafelland (34...7) im Westen aneinander. Zur ersteren gehört die
Haupteinheitengruppe Bergisch-Sauerländisches Gebirge (33), während Westhessisches
Berg- und Senkenland (34) und Oberes Weserbergland (36) — letztere Gruppe nimmt nur
einen sehr geringen, nicht in der Karte dargestellten Bereich an der Diemel ein — der zweiten
Region angehören. Die Naturraum-Haupteinheiten, in die man diese Haupteinheitengruppen
untergliedert, sollen im folgenden beschrieben werden. Eine darüber hinausgehende Untergliederung ist der Legende von Abb. 4 zu entnehmen.
35
Abb. 4: Naturräumliche Übersicht über den Landkreis Waldeck-Frankenberg (eigener Entwurf nach KLAUSING 1988)
36
Naturräume im Landkreis Waldeck-Frankenberg (nach KLAUSING 1988)
33 Bergisch-Sauerländisches Gebirge
332 Ostsauerländer Gebirgsrand
332.0 Sackpfeifen-Vorhöhen
332.1 Hinterländer Eder-Bergland
332.2 Frankenberger Grund
332.3 Waldestruth
332.4 Medebacher Bucht
332.5 Grafschafter Bergland
332.6 Vorupländer (Adorfer) Bucht
332.7 Diemel-Bergland
333 Hochsauerland/Rothaargebirge
333.3 Sackpfeife
333.5 Winterberger Hochland
333.9 Upland
34 Westhessisches Berg- und Senkenland
340 Waldecker Tafel
340.0 Waldecker Gefilde
340.011 Korbacher Ebene
340.1 Waldecker Wald
341 OSTWALDECKER RANDSENKEN
341.0 Mitteldiemelsenke
341.1 Rhoder Senken
341.2 Volkmarser Becken
341.3 Wolfhagener Hügelland
341.5 Wildunger Senke
341.6 Hessenwald
344 Kellerwald
344.0 Hoher Kellerwald
344.1 Mittelkellerwald
344.2 Wildunger Bergland
344.3 Große Hardt
344.4 Herzhausen-Hemfurther Edertal (Ederseetrog)
344.5 Niederkellerwald
345 Burgwald
345.0 Wetschaftsenke
345.1 Nördlicher Burgwald
345.3 Wohratal
345.4 Bunstruth
345.5 Frankenberger Oberland
346 Oberhessische Schwelle
346.0 Gilserberger Höhen
37
Der westliche Rand des Kreises gehört zur Naturraum-Haupteinheit Hochsauerland/Rothaargebirge (333). Sie umfaßt die zentralen Gebiete des nordöstlichen Rheinischen
Schiefergebirges und reicht nur mit ihren östlichsten Untereinheiten in das Kreisgebiet hinein.
Im Waldecker Upland um Willingen herum und im südwestlich anschließenden Winterberger
Hochland werden dementsprechend mit Langenberg und Hegekopf (jeweils 843 m) und Ettelsberg (838 m) auch die größten Höhen des Landkreises erreicht. Die paläozoischen Gesteine der Region tragen meist nur sehr nährstoffarme Böden (vgl. Kap. 2.4.). Weiterhin bedingt
die Höhenlage eine gewisse klimatische Ungunst. Deshalb sind diese Gebiete, von größeren
Rodeflächen im Upland abgesehen, wo oberdevonische Mergel und Tonschiefer nicht nur ein
relativ weiches Relief, sondern auch etwas bessere Böden schaffen, überwiegend mit Wald
bedeckt (vgl. KLAUSING 1988:22).
Nach Osten schließt sich der Ostsauerländer Gebirgsrand (332) an. Mit diesem Namen wird der Ostabfall des Bergisch-Sauerländischen Gebirges zwischen Eder und Diemel
bezeichnet. Gleich dem Hochsauerland wird auch der Ostsauerländer Gebirgsrand von in der
variszischen Gebirgsbildung verfalteten paläozoischen Gesteinen aufgebaut. Wie schon in
Kap. 2.1.2.1 erwähnt, wird dieser Raum durch eine Vielzahl von kleineren Spezialfalten gegliedert. Der damit verbundene engräumige Wechsel von geologisch harten und weichen Gesteinen hat ein vielkuppiges, oft in parallele Bergrücken und dazwischenliegende Tiefenzonen
gegliedertes Relief zur Folge (vgl. Foto 2). Die Höhenzüge werden von Kieselschiefern,
Grauwacken und Quarziten gebildet, die Talungen von den leichter ausräumbaren Tonschiefern (vgl. KULICK 1982:60). Besonders anschaulich tritt ein solcher aus Kulm-Grauwacken
gebildeter Höhenzug zwischen Lengefeld und Nieder-Schleidern sowie in weiterer Fortsetzung nach WSW in Erscheinung. Dieser Höhenzug zeichnet auch deutlich den variszischen
Faltenbau des Gebirges mit annähernd südwest-nordost-streichenden Sättel- und Muldenachsen nach, der das gesamte Rheinische Schiefergebirge kennzeichnet.
Die durch die Geologie vorgegebene Kleinkammerung des Ostsauerländer Gebirgsrandes wird durch die nutzungsmäßige Anpassung an den raschen Wechsel von Voll- und
Hohlformen untermalt. Während erstere durchweg einen Waldmantel tragen, heben sich die
Ausraum- und Talzonen durch landwirtschaftliche Nutzung ab, die hier durch die aufgrund
des geologischen Untergrundes im allgemeinen günstigeren Bodenbedingungen ermöglicht
wird (vgl. ENGELHARD 1967:15).
Nach Osten taucht das Grundgebirge des Ostsauerländer Gebirgsrandes unter die erdgeschichtlich jüngeren Gesteine der Waldecker Tafel (340) und des Burgwaldes (345) ab. Die
Waldecker Tafel wird in ihrem Westteil von Zechsteinsedimenten, weiter nach Osten von
38
flachlagernden Schichten des Buntsandsteins aufgebaut. Mit einer mittleren Höhe von etwa
400 m ü. NN liegt sie im Regenschatten des Hochsauerlandes. Sie läßt sich in zwei eigenständige Naturraumuntereinheiten untergliedern, die im Bereich des Zechsteins und Unteren
Buntsandsteins überwiegend waldfreien und landwirtschaftlich genutzten „Waldecker Gefilde“ und die fast geschlossen bewaldete, nährstoffärmere Buntsandsteinhochfläche des
„Waldecker Waldes“ weiter im Osten. Obwohl das Gebiet der Waldecker Tafel z.T. beträchtliche Höhenunterschiede aufweist, bleibt der Hochflächencharakter deutlich sichtbar, da die
tiefen Taleinschnitte im allgemeinen recht schmal sind und von Aussichtspunkten leicht übersehen werden können (vgl. KÖRBER 1956:7 und KLAUSING 1988:23). Die vor dem Ostrand
des
Rheinischen
Schiefergebirges
zwischen
Eder
und
Lahn
gelegene
Buntsandsteinschichttafel des Burgwaldes reicht von Süden her in das Kreisgebiet hinein und
stellt das Gegenstück zur Waldecker Tafel dar. Wie deren Buntsandsteinflächen sind auch die
Hochflächen des Burgwaldes in einer Höhenlage von knapp 400 m ü. NN auf den nährstoffarmen Böden des Mittleren Buntsandsteins fast geschlossen bewaldet. Nur die den eigentlichen Burgwald im Westen und Osten begrenzenden Niederungen der Wettschaft und Wohra
zeigen aufgrund günstigerer, teilweise lößhaltiger Böden eine intensive ackerbauliche Nutzung (vgl. KLAUSING 1988:26 und BÜRGENER 1963:83f).
Zwischen Waldecker Tafel und Burgwald schiebt sich von Westen der spornartige
Schiefergebirgsausläufer des Kellerwaldes (344). Obwohl wie das übrige Schiefergebirge aus
verfalteten paläozoischen Gesteinen aufgebaut, wird er aufgrund seiner tektonischen Eigenständigkeit als Horstscholle dem Hessischen Bruchschollentafelland zugeordnet. Er ist ein
fast vollständig bewaldetes, von harten Quarziten geprägtes Bergland, das sein Vorland z.T.
um mehr als 200 m überragt. Die auf den Kellerwaldquarziten sowie auf Kieselschiefern,
Grauwacken und Diabasen ausgebildeten Böden sind in der Regel flach- bis mittelgründig
und nährstoffarm. Diese Tatsache sowie das stark gegliederte Relief mit tief eingeschnittenen
Tälern haben eine landwirtschaftliche Inwertsetzung in größerem Umfang verhindert. Nur
kleinere Rodungen durchbrechen das ansonsten geschlossene Waldkleid (vgl. BÜRGENER
1963:7f und KLAUSING 1988:25f).
Sowohl Waldecker Tafel als auch Kellerwald werden nach Osten von den Ostwaldecker Randsenken (341) begrenzt. Sie bilden einen mit mesozoisch-tertiären Gesteinen erfüllten Senkenzug mit Becken- und Hügelländern im Bereich tektonischer Gräben und
Staffelbrüche am Westrand der Hessischen Senke. Sandsteine, triassische und jurassische
Kalke sowie tertiäre Basalte schaffen im Verbund mit pleistozänem Löß eine überwiegend
gute Bodenfruchtbarkeit. Die mit 200 bis 300 m ü. NN geringe Höhenlage bedingt weiterhin
39
auch eine klimatische Gunstsituation im Lee des Schiefergebirges. Deshalb konnte sich hier
eine zwar kleingekammerte, aber insgesamt offene und intensiv agrarisch genutzte Landschaft
entwickeln (vgl. BÜRGENER 1963:67f und KLAUSING 1988:23f).
Die letzte hier zu besprechende Naturraum-Haupteinheit ist die Oberhessische Schwelle (346). Sie stellt einen flachen Buntsandsteinhorst in südlicher Fortsetzung des Kellerwaldes
dar. Je nach Vorkommen und Verbreitung von Löß wechseln sich offene und überwiegend
bewaldete Gebiete ab. Eine Besonderheit in diesem Buntsandsteingebiet ist der schmale, aber
langgestreckte Momberger Muschelkalkgraben, der jedoch kurz vor der südlichen Kreisgrenze endet und nicht mehr nach Waldeck-Frankenberg hineinreicht (vgl. KLAUSING 1988:26).
2.4. BÖDEN
Wie schon in Kapitel 2.2. erwähnt, sind neben dem geologischen Ausgangsgestein zwei weitere Faktoren für die Genese und Verbreitung der Böden des Landkreises WaldeckFrankenberg wichtig, die pleistozänen Schuttdecken und der Löß.
Die meisten Böden im Kreisgebiet sind ebenso wie die Böden anderer hessischer Mittelgebirge nicht unmittelbar aus den anstehenden Gesteinen entstanden, sondern bauen sich
aus einer oder mehreren pleistozänen Schuttdecken auf, die dem unterschiedlich verwitterten
Anstehenden aufliegen (vgl. PLASS 1971:47f; PLASS 1968:9f u.a.). Die oberste dieser
Schuttdecken, der Deckschutt (auch Decksediment genannt), ist das wichtigste und am weitesten verbreitete Ausgangsmaterial für die nacheiszeitliche Bodenbildung. Er bildet eine im
Durchschnitt 30 bis 50 cm mächtige Solifluktionsdecke, die am Ende des Würm-Glazials in
der Jüngeren Tundrenzeit (ca. 10700 bis 9600 v. Chr., vgl. RITTWEGER 1997:242) gebildet
wurde und gleichzeitig den damaligen Auftauboden des periglazialen Bereichs darstellt. Abgesehen von den holozänen Tal- und Auenböden, vielen landwirtschaftlich genutzten Flächen
mit starkem Bodenabtrag und manchen steilen Hängen, Kuppen oder Felsen, die schon im
Pleistozän einer starken Erosion ausgesetzt waren, ist er im allgemeinen auf allen Gesteinen
anzutreffen. Der Deckschutt besteht vorwiegend aus Material seiner Unterlage und/oder seiner näheren Umgebung. Darüberhinaus enthält er meist auch einen gewissen Anteil an äolischem Material (Löß bzw. Lößlehm), was sich gegenüber dem ursprünglichen geologischen
Untergrund in einem wesentlich höheren Schluffgehalt, einem anderen Schwermineralspektrum (erhöhte Zirkoniumgehalte = Lößhinweis, vgl. SABEL 1989:10 sowie erhöhte Gehalte an
Brauner Hornblende, Augit und Titanit = sog. Laacher Spektrum, vgl. BIBUS 1985:119) und
40
auch in einer meist helleren, gelblich-braunen Farbe äußert (vgl. PLASS 1969:182). Die dadurch hervorgerufenen Verbesserungen des Wasser- und Lufthaushalts sind für die landwirtschaftliche Inwertsetzung von erheblicher Bedeutung.
Häufig folgt unter dem Deckschutt ein älterer, lößlehmfreier Solifluktionsschutt. Dieser Basisschutt besteht im Regelfall aus m.o.w. verwitterten Gesteinen des direkt oder in näherer Umgebung Anstehenden; eine äolische Materialzufuhr ist nicht nachweisbar. Oft zeigt
er eine deutliche Verfestigung und Verdichtung und hat dementsprechend eine ausgeprägte
Stauwirkung in Bezug auf das Niederschlagswasser (vgl. BENDA 1995:250).
Gelegentlich ist zwischen diesen Solifluktionsdecken ein weiterer Solifluktionsschutt
vorhanden. Im Gegensatz zur Entstehungszeit des Basisschuttes fand jetzt eine kräftige Lößsedimentation statt, so daß dieser Mittelschutt oft große Mengen an Lößlehm enthält. Er ist
nur in besonders erosionsgeschützten Reliefteilen zu finden, auf steileren Hängen oder an
exponierten Geländestellen wurde er vor Bildung des Deckschutts abgetragen oder in selbigen
eingearbeitet (vgl. SEMMEL 1968:97).
Bei der Ansprache der verschiedenen Bodentypen muß aus diesem Grund beachtet
werden, daß bei ihrer Bildung oft kein homogenes Ausgangsmaterial vorhanden war, sondern
ihr Profil meist aus mehreren, verschieden alten Sedimentschichten aufgebaut ist. Häufig sind
diese Schichten dabei durch pedogenetische Prozesse entstandenen Bodenhorizonten sehr
ähnlich, so daß genetisch zusammengehörige Horizontkombinationen vorgetäuscht werden.
Als Beispiel seien an dieser Stelle die auf vielen nichtkarbonatischen Gesteinen des Landkreises entstandenen „Parabraunerden“ genannt. Hier liegt scheinbar ein tonärmerer Al- über einem
tonreicheren
Bt-Horizont.
Tatsächlich
stellt
der
Al-Horizont
jedoch
den
jungtundrenzeitlichen Deckschutt, und der Bt-Horizont den wesentlich älteren Mittel- oder
Basisschutt dar, der hier entweder aufgrund der geologischen Situation oder einer vor der
Bildung des Deckschutts stattgefundenen Bodenbildung sehr tonhaltig ist (vgl. SEMMEL
1964:282).10 Um solchen Verwechslungen zu begegnen, werden im weiteren Verlauf dieser
Arbeit die unter dem Deckschutt liegende ältere Wanderschuttdecke oder Fließerde sowie das
anstehende, m.o.w. verwitterte Gestein als IIBv bzw. IIIC bezeichnet. Bei fehlendem Decksediment oder bei mehreren Schuttdecken im Untergrund ist diese Nummerierung entsprechend
zu korrigieren.11
10
Von PLASS (1968; 1969; 1971) werden diese „Parabraunerden“ in die Gruppe der (phänotypischen) Braunerden gestellt.
11
Die Bezeichnung Bv für pleistozäne Schuttdecken wird in dieser Arbeit auch dann gewählt, wenn die Feinerde nicht frei von lithogenem Karbonat ist, was eigentlich eine Vorraussetzung zur Vergabe dieser Bezeichnung darstellt (vgl. AG BODEN 1994:92). V.a. über Zechstein-Gesteinen ist dieses oft zu beobachten (vgl. Kap.
41
Im folgenden soll eine Übersicht über die verschiedenen im Kreisgebiet verbreiteten
Bodentypen gegeben werden (nach PLASS 1968; 1969; 1971 und SEMMEL 1997). Da die
periglazialen Schuttdecken zu großen Teilen aus aufbereiteten und eingearbeiteten Bestandteilen der Zersatzzone des anstehenden Gesteins bestehen, hat trotz ihrer teilweise sehr großen Mächtigkeit das liegende Ausgangsgestein auf die Bodenbildung einen nicht
unerheblichen Einfluß. Deshalb basiert diese Übersicht auf der geologischen Gliederung des
Landkreises, die in Abb. 1 dargestellt ist.
Auf den Devon- und Karbon-Gesteinen des Rheinischen Schiefergebirges sind saure und basenarme, meist flach- bis mittelgründige (phänotypische) Braunerden mit den Horizontfolgen
Ah/Bv/IIC (bei allein vorhandenem Deckschutt) oder Ah/Bv/IIBv/IIIC (bei zwei vorhandenen
Schuttdecken) verbreitet. In Gebieten mit Mergel- und Tonschieferdominanz sind Basensättigung, Nährstoffversorgung, Gründigkeit, Humuszustand und Wasserhaushalt im allgemeinen
besser als auf Quarziten, Kieselschiefern oder Grauwacken. Die Böden letzterer Gesteine sind
meist steiniger, flachgründiger und neigen eher zur Podsolierung. Besonders auf den nach
Westen exponierten Hängen sind deshalb Podsol-Braunerden mit einer charakteristischen
Horizontabfolge O/Ah/Ae/Bhs/Bv/(IIBv/)II(III)C ausgebildet. An erosionsgefährdeten Kuppen oder steilen Hängen sind daneben meist im Anstehenden Ranker oder Syroseme (Ah/Cbzw. Ai/C-Profile), in ebenen oder schwach geneigten Lagen mit tonig-lehmigem Untergrund
auch Staunässe-Böden wie Braunerde-Pseudogleye (Ah/BvSw/IIBvSd) oder Pseudogleye
(Ah/Sw/IISd) entwickelt.
Die Böden der Zechstein-Gesteine sind in Abhängigkeit von der Petrofazies und der Morphologie ebenfalls sehr vielgestaltig. Je nach Karbonatgehalt und Mächtigkeit des Decksedimentes sowie Art und Verwitterungsgrad des Anstehenden wechseln sich Pararendzinen und
Rendzinen mit hoher Basensättigung und alkalischer Reaktion ab, auf den häufig kalkfreien
Grenzsanden sind überwiegend Braunerden (Ah/Bv/(IIBv/)II(III)C) verbreitet. Die Kalk- und
Dolomitsteine liegen entweder als festes Anstehendes, lockerer Solifluktionsschutt oder auch
stark veraschtes Gestein, d.h. als sandig-schluffiges Lockermaterial ohne kittendes Bindemit-
3.3. und 3.4.), da hier die in der Schuttdecke enthaltenen Kalksteinbruchstücke infolge der Verwitterung immer
neues Karbonat nachliefern. Da jedoch auch diese Horizonte deutlich durch pedogenetische Prozesse gegenüber
dem verwitternden Anstehenden verändert wurden, erscheint die Bezeichnung m.E. doch für gerechtfertigt. Hier
sei auf die 3. Auflage der Bodenkundlichen Kartieranleitung verwiesen (AG BODEN 1982:66), die nur einen
geringeren Karbonatgehalt gegenüber dem liegenden Cv-Horizont als ein Kriterium zur Ansprache eines BvHorizontes angibt.
42
tel, vor, wodurch die Gründigkeit der (Para-)Rendzinen kleinräumig von sehr flach zu sehr
tief wechseln kann. Ihre Horizontabfolge lautet Ah/IIC oder Ah/AhC/IIC, je nachdem, ob das
Decksediment bis an seine Untergrenze hohe Humusgehalte besitzt oder diese im unteren
Abschnitt deutlich abnehmen. Die Mächtigkeit des Deckschutts spielt für den Wasserhaushalt
eine wichtige Rolle, v.a. die steileren Hänge und Felsklippen sind bei fehlendem oder nur
dünnem Decksediment ausgeprägte Trockenstandorte.
Auf den Buntsandstein-Gesteinen sind überwiegend (phänotypische) Braunerden mit der typischen Horizontfolge Ah/Bv/IIC bzw. Ah/Bv/IIBv/IIIC entwickelt. Diese Böden sind im allgemeinen sauer, basenungesättigt und nährstoffarm. Je nach Art und Beschaffenheit des
Gesteins und der Fließerden im Untergrund können nach PLASS (1969:186) im wesentlichen
vier Grundformen ausgeschieden werden:
1. Braunerden aus Decksediment über lehmig-tonigem Ausgangsgestein (überwiegend auf
den Schluff- und Tonsteinen des Oberen Buntsandsteines)
2. Braunerden aus Decksediment über tonig-lehmigen Ausgangsgesteinen (überwiegend auf
Unterem Buntsandstein und auf den Wechselfolgen des Mittleren Buntsandsteins)
3. Braunerden aus Decksediment über lehmig-sandigem Ausgangsgestein (überwiegend auf
den fein- bis mittelkörnigen Sandsteinen des Unteren, Mittleren und Oberen Buntsandsteins)
4. Braunerden aus Decksediment über sandigem Ausgangsgestein (überwiegend auf den mittel- bis grobkörnigen Sandsteinen des Mittleren und Oberen Buntsandsteins).
Bei tonigerem Untergrund wirken die Solifluktionsschutte und Fließerden häufig als Staunässesohle für einsickernde Niederschläge, so daß hier auch pseudovergleyte Braunerden
(Ah/SwBv/IISd) oder Pseudogleye (Ah/Sw/IISd) auftreten. Auf den sandigeren, besonders
basenarmen und durchlässigen Ausgangsgesteinen sind dagegen Podsolierungsprozesse weit
verbreitet,
die
Formen
geschaffen
haben,
die
von
Podsol-Braunerden
(O/Ah/Ae/Bhs/Bv/(IIBv/)II(III)C) bis hin zu tief entwickelten Podsolen (O/Aeh/Bhs/C)
reichen. Bei letzteren liegen die Anreicherungshorizonte oft schon in den Sanden und Sandsteinen des Untergrundes.
Auf den Muschelkalk-Gesteinen im nordöstlichen Waldeck-Frankenberg finden sich ähnlich
wie auf den Zechstein-Karbonaten Rendzinen mit Ah/IIC-Profil und Pararendzinen mit
Ah/C/IIC-Profil. Anstehende Kalkgesteine und deren pleistozäne Solifluktionsschutte bilden
das Ausgangsmaterial für die Bodenbildung. Der normalerweise 30 bis 50 cm mächtige, stei43
nig-lehmige Deckschutt ist auch hier in Erosionslagen verschieden stark abgetragen, so daß
flachgründige und trockene Standorte entstehen konnten.
Auf den ebenfalls im nordöstlichen Kreisgebiet verbreiteten Keuper- und Liasgesteinen finden sich – je nach Karbonatgehalt – Braunerden bis Rendzinen von durchschnittlich flacher
bis mittlerer Gründigkeit. Sie sind mit den bisher beschriebenen Formen vergleichbar und
sollen nicht näher erläutert werden.
Die kleinräumig anstehenden tertiären Basalte tragen überwiegend Braunerden mit
Ah/Bv/(IIBv/)II(III)C-Profilen, die auf erosionsgefährdeten Steilhängen und Felsen meist
durch Ranker (Ah/C) oder Syroseme (Ai/C) ersetzt werden.
Von den quartären Gesteinen besitzt der Löß zweifellos die größte Bedeutung. Er liegt meist
jedoch nicht mehr in seiner ursprünglichen Form, sondern überwiegend als umgelagerter Lößlehm vor. Flächenhafte Verbreitung erreicht er nur im Gebiet der Ostwaldecker Randsenken
bei Volkmarsen und im Tal der Eder und ihren Seitentälern nordöstlich von Bad Wildungen,
wo seine Mächtigkeit lokal zehn Meter übersteigen kann und auch präwürmzeitlicher Löß
vorhanden ist, was fossile Bodenhorizonte beweisen (vgl. KÖRBER 1956:135). Im übrigen
Kreisgebiet mit Ausnahme der höheren Mittelgebirgsanteile sind Lößinseln zwar fast überall
anzutreffen, erreichen jedoch nie eine größere Ausdehnung. Eine Ausnahme stellt hier die
Ausräumungssenke von Netze dar, in der Lößlehm in größerer Mächtigkeit akkumuliert wurde (vgl. HORN/KULICK 1969:128).
Typische Normalprofile der Lößlehmböden sind Parabraunerden mit der Horizontfolge Ah/Al/Bt/(Bv/)C. Ah- und Al-Horizont entsprechen jedoch auch in diesem Falle meist dem
etwa 30 bis 50 cm mächtigen Decksediment, das aus relativ tonarmem, lehmigem Schluff
besteht und einem tonreicheren, etwa 50 bis 70 cm mächtigen Lößlehm aufliegt, der in diesem
Falle einem IIBt- oder einem IIBv-Horizont entspricht. Es ist nicht sicher, ob Toneinschlämmung von oben (= Bt) oder in-situ-Tonbildung (= Bv) zur Entstehung dieses Horizontes führten, wobei letztere Möglichkeit als wahrscheinlicher gelten darf (vgl. PLASS
1969:190 und SEMMEL 1997:167). Somit liegen wohl auch hier eigentlich Braunerden im
Sinne von PLASS mit der Horizontfolge Ah/Bv/IIBv/IIIC vor. In ebeneren Lagen, in Dellen
und in Mulden können diese (Para-)Braunerden durch Prozesse der Pseudovergleyung m.o.w.
stark überprägt sein.
44
Aufgrund ihrer hervorragenden bodenphysikalischen und -chemischen Eigenschaften
werden die Lößböden meist intensiv landwirtschaftlich genutzt. Das hat nach einer jahrhundertelangen Bearbeitung jedoch dazu geführt, daß das Decksediment und teilweise sogar der
ältere Lößlehm durch die Bodenerosion großflächig abgetragen wurden. Diese Erscheinung
der holozänen, anthropogen verursachten Bodenerosion ist jedoch nicht nur auf die Lößgebiete beschränkt. Da auch auf anderen Ausgangsgesteinen der Deckschutt immer einen gewissen
Anteil an äolischem Material enthält, der die Bodeneigenschaften verbessert und die landwirtschaftliche Inwertsetzung fördert, ist der Prozeß überall, v.a. aber in Gebieten mit kalkigen
Ausgangsgesteinen, die nährstoffreiche und intensiv bearbeitete Böden tragen (z.B. Zechstein
und Muschelkalk), verbreitet und hat teilweise zu irreversiblen Veränderungen oder Schädigungen der Böden des Landkreises geführt (vgl. Kap. 3.4.2.).
Das durch die Bodenerosion abgespülte Material findet sich an Unterhängen, in Mulden oder in den kleineren und größeren Tälern als Kolluvium oder als Auelehm wieder. Es
setzt sich aus steinfreien oder schwach steinigen Sanden, Schluffen und Lehmen zusammen
und stellt das Ausgangssubstrat für die Bildung von Parabraunerden, Braunerden, Gleyen,
Pseudogleyen und Auenböden sowie ihrer Übergangsformen mit unterschiedlichsten Horizontkombinationen dar.
2.5. KLIMATISCHE VERHÄLTNISSE UND HYDROLOGIE
2.5.1. Klima
Nach BLÜTHGEN (1964, in ENDLICHER 1991:4) bezeichnet man als Klima „die für einen
Ort, eine Landschaft oder einen größeren Raum typische Zusammenfassung der erdnahen und
die Erdoberfläche beeinflussenden atmosphärischen Zustände und Witterungsvorgänge während eines längeren Zeitraums in charakteristischer Verteilung der häufigsten, mittleren und
extremen Werte“. Aus dieser Definition wird deutlich, daß man das Klima von verschiedenen
Standpunkten betrachten und in unterschiedlichen räumlichen Dimensionen beschreiben
kann. Im Allgemeinen wird dabei zwischen Makro-, Meso- und Mikroklima unterschieden.
Das Mikroklima beschreibt die atmosphärischen Zustände und Vorgänge auf kleinstem Raum, ausgehend vom Grenzflächenklima (z.B. Blattoberfläche) bis hin zum Bestandsklima (z.B. Baumgruppe). Das Mesoklima als nächstgrößere Dimension bezieht sich auf
lokale (z.B. Stadt, Tal) und regionale (z.B. Gebirge, Beckenlandschaften) landschaftliche
45
Einheiten. Den großräumigsten Überblick erlaubt das Makroklima als großklimatische oder
klimazonale Differenzierung (vgl. ENDLICHER 1991:1). Zu beachten ist bei dieser Einteilung, daß die Beschreibung des Klimas umso ungenauer wird, je größer die räumliche Bezugsgröße gewählt wird, da immer stärker auf Mittelwerte zurückgegriffen werden muß und
kleinräumigere Besonderheiten dementsprechend geringere Beachtung finden.
Der Landkreis Waldeck-Frankenberg liegt nach TROLL/PAFFEN (1964, in HEYER
1993:203f) im Bereich des subozeanischen kühlgemäßigten Waldklimas der höheren Mittelbreiten. Charakteristisch für diesen Klimatyp sind milde bis mäßig kalte Winter, mäßig warme bis warme Sommer und ein m.o.w. deutliches sommerliches Niederschlagsmaximum.
Weiterhin bedingt die Lage in der nordhemisphärischen Westwinddrift grundsätzlich einen
stark veränderlichen Witterungsgang. Durch das Zusammentreffen von Luftmassen polaren
und (sub) tropischen Ursprungs bilden sich immer wieder Zyklonen aus, die mit ihren Fronten
von Westen nach Osten verlagert werden und zusammen mit zwischenzeitlichem Hochdruckeinfluß eine große Variabilität des Wettergeschehens hervorrufen. Nur Blockadesituationen, die mit autochthonen Wetterlagen (z.B. der sog. „Altweibersommer“) oder auch mit
Ostlagen („Sibirischer Winter“) verbunden sind, können zu einer länger andauernden Witterungskonstanz führen.
Die in den Kapiteln 2.1. bis 2.3. ausgeführte Landschaftsgliederung läßt nun aber nach
ihrer Orographie – zwischen den in geringer Meereshöhe gelegenen östlichen Kreisteilen und
den Hochlagen des Rothaargebirges im Westen bestehen Höhenunterschiede von mehr als
600 m – eine kleinräumigere Differenzierung des Klimas zu: die Hochgebiete des Rheinischen Schiefergebirges im Westen (Upland, Sackpfeifenregion) und im südöstlichen Kreisgebiet (Kellerwald) mit entsprechend niedrigeren Temperaturen und höheren Niederschlägen,
die Gunsträume der Ostwaldecker Randsenken, die, tiefer gelegen und im Lee des Rothaargebirges und des Kellerwaldes, relativ höhere Temperaturen, geringere Niederschläge und eine
stärkere Kontinentalität aufweisen, und die dazwischenliegenden Übergangsgebiete der Zechstein- und Buntsandsteinhochflächen des Burgwaldes und der Waldecker Tafel mit ihren z.T.
tief eingeschnittenen Tälern, die in dieser Schutzlage die Einflüsse der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre gedämpfter erfahren und daher ein ausgeprägtes lokales Klima besitzen.
Die Kammlagen des Rothaargebirges, zu denen auch das Waldeckische Upland zählt, bilden
nicht nur die Wasserscheide zwischen den Einzugsgebieten von Weser im Osten und Rhein
im Westen, sondern auch eine wichtige klimatische Grenze. Die überwiegend aus westlichen
Richtungen herantransportierten maritim-feuchten Luftmassen steigen zunächst an der Luvseite des Schiefergebirges auf, kühlen sich ab und verlieren ihre Feuchtigkeit. Anschließend
46
fallen sie an der Ostabdachung ab und erreichen das übrige Kreisgebiet als trockenere und
auch wärmere Luftströmung.
Besonders deutlich wird diese dem Relief entsprechende klimatische Differenzierung
an der weiten Spanne der mittleren Jahresniederschläge (vgl. Abb. 5). Die zur Scheitelregion
des Rothaargebirges gehörenden westlichen Kreisteile erhalten mit weit über 1000 mm mehr
als doppelt so viel Niederschlag wie das östliche Kreisgebiet. Auch die Gipfelregionen des
Kellerwaldes heben sich durch höhere Niederschläge deutlich von ihrer Umgebung ab. Als
Beispiele seien hier die Stationen Kahler Asten (841 m ü. NN, wenige Kilometer westlich der
Kreisgrenze) mit 1454 mm bzw. Bad Arolsen (288 m ü. NN) mit 626 mm Jahresniederschlag genannt (vgl. PLETSCH 1989:53).
Jedoch verschiebt sich mit zunehmender Meereshöhe das Sommermaximum hin zu einer ausgeglichenen Niederschlagsverteilung oder sogar einem m.o.w. deutlichen Wintermaximum („Höhentyp des Niederschlagsjahresganges“, vgl. HENDL 1995:82). FLOHN (1939,
in HENDL 1995:83f) begründet diesen Effekt mit der erhöhten Transportgeschwindigkeit bei
atlantischen Niederschlagswetterlagen während des Winterhalbjahres, was eine verstärkte
Stauwirkung der Gebirge und somit höhere Niederschläge zur Folge hat. Das sommerliche
Maximum der tiefergelegenen Gebiete resultiert dagegen überwiegend aus konvektiven
Niederschlägen, die meist in Form heftiger Gewitterregen niedergehen und bekanntlich im
Sommerhalbjahr aufgrund höherer Einstrahlung und Temperatur die größte Häufigkeit besitzen (vgl. DEUTSCHER WETTERDIENST 1981:7).
Auch die Temperaturverteilung im Landkreis ist neben der durch unterschiedliche
Wetterlagen bedingten Luftmassenzufuhr stark von der Höhenlage abhängig. Bei normaler
atmosphärischer Schichtung nimmt die Temperatur pro 100 Höhenmeter im Jahresmittel um
etwa 0,6°C ab (vgl. HENDL 1995:68). In den wärmebegünstigten Gebieten der Ostwaldecker
Randsenken und des Ederseetroges liegen die Jahresmitteltemperaturen etwa bei 8°C, auf den
Hochflächen am Ostrand des Schiefergebirges sowie an dessen Ostabdachung je nach Meereshöhe zwischen 6 und 8°C, und im Bereich der Gipfellagen des Uplandes erreichen sie nur
noch Werte von 5 bis 6°C oder darunter (vgl. DEUTSCHER WETTERDIENST 1950:Karte
11). Weiterhin heben sich die Hochlagen des Rheinischen Schiefergebirges durch eine geringere Jahresschwankung der Temperatur von ihrer Umgebung ab. So beträgt die Differenz
zwischen Januar- und Julimittel im östlichen Teil des Kreises etwa 17°C, während sie im
Upland mit unter 15,5°C deutlich geringer ist. Grund für diesen Effekt ist, daß sich auf den
Höhen der maritime Einfluß stärker durchsetzen kann als in den Niederungen und Becken47
Abb. 5: Karte der mittleren Jahresniederschläge in Waldeck-Frankenberg (eigener Entwurf,
Daten aus PLETSCH 1989 und DEUTSCHER WETTERDIENST 1981)
48
landschaften im Lee des Gebirges, die stärker kontinental geprägt sind (vgl. DEUTSCHER
WETTERDIENST 1950:Karte 12).
Die unterschiedliche Temperaturverteilung spiegelt sich auch in der Phänologie wieder. Der phänologische Vorfrühling (= Beginn der Schneeglöckchenblüte) z.B. beginnt im
Volkmarser Becken oder im Ederseetrog meist schon Ende Februar, im Hochsauerland und in
den höheren Lagen des Kellerwaldes dagegen erst in der zweiten Märzhälfte, also drei Wochen später. Auch der Beginn der Haferernte (= phänologisches Sommerende) findet im
Volkmarser Becken oft schon in der ersten oder zweiten Augustwoche statt, während sich die
Reife des Hafers im Upland meist bis in die letzte Augustwoche verzögert. Insgesamt beginnen Blüte und Fruchtreife vieler Pflanzen in den klimatisch begünstigten Niederungen im
Ostteil des Kreises zwei bis drei Wochen früher als in den Hochlagen des Schiefergebirges
(vgl. BECKER/ FREDE/LEHMANN 1996:15). Auch die Dauer der Vegetationsperiode (Tagesmittel von über 5°C) paßt sich diesem Muster an. Im Volkmarser Becken oder im unteren
Edertal bei Bad Wildungen beträgt sie mehr als 220 Tage, während im Upland teilweise nur
noch rund 175 Tage erreicht werden (vgl. ENGELHARD 1967:16).
Als lokale Besonderheiten in der klimatischen Ausstattung wurden schon die Gunstlagen der Flußtäler angesprochen. Allen voran sei hier das Edertal und der Ederseetrog genannt,
wo größere Wassermassen die extremen Klimawerte wie z.B. (Spät-)Fröste abmildern, was
nicht zuletzt auch Einfluß auf die kulturgeographischen Strukturen hat. Die Beckenlagen im
östlichen Kreisgebiet stellen ebenfalls klimatische Gunsträume dar. Allerdings fehlen hier
größere Wassermassen, und somit ist auch die thermisch ausgleichende Wirkung reduziert.
V.a. im Winterhalbjahr kann sich bei Hochdruckeinfluß und starker nächtlicher Ausstrahlung
in den Tälern und Becken Kaltluft sammeln, die aufgrund ihres höheren spezifischen Gewichtes aus den umliegenden Hochgebieten abfließt und hier Kaltluftseen bildet. Wird bei der Abkühlung der Luft der Taupunkt unterschritten, bilden sich so Strahlungsnebel. Meist lösen sie
sich im Laufe des Tages bei steigender Einstrahlung auf. Bleibt die Wettersituation jedoch
über längere Zeit stabil, können sich Inversionswetterlagen bilden, die häufig mit Hochnebel
verbunden sind. Dieser entsteht dadurch, daß an der Obergrenze der Inversion, d.h. an der
Grenze zwischen warmer und kalter Luft, durch Abkühlungs- und Mischungsvorgänge Kondensation erfolgt, die zwar nach unten wächst, aber den Erdboden meist nicht erreicht (vgl.
PLETSCH 1989:52). Die Inversionen können über viele Tage hinweg bis zum Ende der
Hochdruckwetterlage erhalten bleiben und den Luftmassenaustausch in den Becken oder Tälern verhindern, was zur Anreicherung von Luftschadstoffen und schließlich auch zu Smogeffekten führen kann.
49
Neben diesen Strahlungs- und Hochnebeln spielen in den Hochlagen des Schiefergebirges die sog. Wolkennebel eine wichtige Rolle. Sie entstehen durch Abkühlung und Wolkenbildung in den aufgrund von Staueffekten zum Aufsteigen gezwungenen Luftmassen und
sind meist mit Niederschlägen verbunden. Da diese Situation während des gesamten Jahres
auftreten kann, sind solche Wolkennebel recht häufig. Sie führen dazu, daß die insgesamt
höchste Zahl von Nebeltagen im Kreisgebiet in den Höhenlagen des Uplandes erreicht wird
(weit über 100 Tage im Gegensatz zu durchschnittlich 50 Tagen in den Flußtälern und Beckenlagen und z.T. weniger als 30 Tagen auf den Waldecker Hochflächen, vgl. DEUTSCHER
WETTERDIENST 1981:Karte C1).
Abschließend seien an dieser Stelle noch die vielen mikroklimatischen Sonderstandorte erwähnt, die sich in Abhängigkeit von Hangneigung, Exposition und Höhenlage v.a. bezüglich ihrer vegetationsgeographischen Ausstattung m.o.w. stark aus ihrer Umgebung
hervorheben. Zu nennen sind in diesem Zusammenhang beispielsweise die häufig in westexponierten Höhenlagen des Uplandes vorkommenden Moore sowie die (anthropogen entstandenen) Kalk-Halbtrockenrasen, die nicht nur geologisch-bodenkundlich, sondern aufgrund
einer verbreiteten Süd-/Westexposition und starken Hangneigung auch klimatisch oft extreme
Trockenstandorte darstellen.
2.5.2. Hydrologie
Der größte Teil des Kreisgebietes wird von der Eder und ihren Nebenflüssen entwässert.
Linksseitig aus dem Hochsauerland bzw. vom Ostsauerländer Gebirgsrand kommend sind
besonders die Nuhne und das Aar-Orke-System zu nennen. Im Bereich der Waldecker Hochflächen entspringen Netze, Werbe und Itter, letztere ist mit ihren Quell- und Nebenbächen für
das Untersuchungsgebiet von größerer Bedeutung. Rechtsseitig aus dem Burgwald und
Kellerwald kommen u.a. Nemphe, Lengel, Wesebach und Wilde. Demgegenüber wird ein
kleinerer Teil im Norden des Kreises über die Diemel und ihre Nebenbäche wie z.B. Rhene
und Twiste entwässert. Beide Flußsysteme gehören zum Einzugsgebiet der Weser. Am Südrand des Landkreises dagegen leiten die Wohra im Osten und die Wetschaft mit ihren Nebenbächen im Westen das Wasser zur Lahn und letztendlich in den Rhein ab. Die Wasserscheide
zwischen diesen beiden großen Flußsystemen verläuft im Kreisgebiet von der Sackpfeife über
den Nordrand des Burgwaldes zum Kellerwald und schließlich zur Oberhessischen Schwelle
im südöstlichen Zipfel Waldeck-Frankenbergs (vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:12).
50
Die Wasserführung der meisten Flüsse des Landkreises ist sehr schwankend. Während
sie in des Sommermonaten mancherorts fast austrocknen, steigt die Wasserführung im Frühjahr zur Schneeschmelze oder auch während länger andauernden Regenperioden (vollständige
Wassersättigung im Boden) deutlich an, und Überschwemmungen sind möglich. Diese
Hochwässer waren wichtige Gründe zum Bau der Talsperren an Eder, Diemel und Twiste, die
außerdem in den trockeneren Sommermonaten durch ihre Wasserreserven die Schiffahrt auf
der Weser gewährleisten sollen (vgl. a.a.O.:12).
Grund für die schwankenden Wasserstände ist die Tatsache, daß weite Teile des Kreisgebietes von tonigen Gesteinen eingenommen werden, sei es in stärkerer Verfestigung als
Tonschiefer (Devon, Karbon) oder als weichere Schluff- und Tonsteine (vorherrschend im
Unteren und Oberen Buntsandstein). Die Klüfte dieser Gesteine haben durchweg nur geringe
Klaffweiten und sind daher für Wasser nur schlecht durchlässig. Die Folge ist, daß hier auch
nur wenig Niederschlag versickern kann, die Speicherfähigkeit des Untergrundes gering ist
und ein Großteil des Wassers m.o.w. direkt durch Oberflächenabfluß und Interflow in die
Vorfluter eintritt. Die geringe Versickerung bedingt weiterhin eine geringe Grundwasserneubildungsrate, so daß die Flüsse und Bäche in Trockenperioden nur sehr wenig Wasser führen.
In niederschlagsarmen oder -freien Zeiten besteht das in einem Bach oder Fluß abfließende
Wasser nämlich überwiegend aus Quellwasser und damit Grundwasser (vgl. HÖLTING
1982:70).
Gegenüber den tonigen Gesteinen sind die Zechsteinkalke und die Sandsteine des
Buntsandsteins besser wasserdurchlässig. Besonders die kalkigen Sedimente des Zechsteins
besitzen aufgrund von Verkarstungsprozessen weite und gut dränierende Klüfte, die das anfallende Niederschlagswasser rasch in die Tiefe ableiten (vgl. a.a.O.:72). Erst an tonreichen
Schichten oder an der Grenze zum unterlagernden Grundgebirge wird es gestaut und kann an
geeigneter Stelle als Quelle wieder austreten. Solche typischen Quellhorizonte finden sich im
Landkreis z.B. südwestlich (Zechsteinkalke über Grundgebirge) und östlich (durchlässiger
Waldeck-Porensandstein über schlechter durchlässigen Ton-/Sandstein-Wechselfolgen) der
Stadt Korbach (vgl. Kap. 3.3.2.2.).
Die Fließgewässergüte in Waldeck-Frankenberg wird heute überwiegend mit gering
bis mäßig belastet (Güteklassen I-II und II) eingestuft. Die Eder gilt über weite Strecken sogar als der sauberste Fluß dieser Größenklasse in Hessen. Mäßige bis kritische Belastungen
weisen dagegen einige Abschnitte der Twiste, Diemel und Itter auf (vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:12). Sie fließen über längere Abschnitte mit kalkigen Gesteinen aus Zechstein und Muschelkalk im Untergrund, die aufgrund ihrer Durchlässigkeit
51
eine nur geringe Retentionsfähigkeit besitzen. Da jedoch die Selbstreinigungsfähigkeit des
Grundwassers zeitabhängig ist, d.h. je länger es im Untergrund verweilt, desto sauberer wird
es, sind Grund- und Oberflächenwässer in diesen Gebieten stark verschmutzungsempfindlich,
was die höheren Belastungen erklärt. Auch für die Trinkwasserversorgung im Landkreis bereitet diese hohe Verschmutzungsempfindlichkeit jener Gebiete gewisse Schwierigkeiten.
2.6. VEGETATION EINST UND JETZT
Ohne das jahrtausendelange Wirken des Menschen auf die Vegetation wäre der Landkreis
Waldeck-Frankenberg wie auch das gesamte Mitteleuropa von Natur aus überwiegend mit
Wald bedeckt. Lediglich die Fließgewässer und Extrem- und Sonderstandorte wie Felsen,
Block- und Steinhalden oder Moore waren ursprünglich waldfrei bzw. arm an Gehölzbewuchs
(vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:17).
Spätestens mit dem Einsetzen des Neolithikums begann jedoch der Mensch, diese ursprüngliche natürliche Vegetation durch Waldrodung und Waldweide, Ackerbau, Viehzucht
und in den letzten Jahrhunderten auch zunehmend durch waldbauliche Maßnahmen umzugestalten. Es entstanden Hutungs- und Rodeflächen, Wiesen, Äcker und Forste, die mit neuen
Pflanzenarten aus anderen Florenbereichen wie z.B. den Getreiden, die aus den Steppenlandschaften Südosteuropas und Kleinasiens stammen, zunehmend die natürlichen Waldgesellschaften ersetzten. Der Florenbestand unserer Landschaft wurde dadurch bis nahe an die
Gegenwart immer reicher. Seit der Mitte des letzten Jahrhunderts setzte jedoch ein Artenrückgang ein, der v.a. durch die Intensivierungsprozesse in der Land- und Forstwirtschaft
sowie die durch den Menschen hervorgerufenen Umweltschädigungen bedingt ist. Dementsprechend spiegelt die heutige reale Vegetation mit ihren vielfältigen, sich rasch wandelnden
Nutzungsformen nicht nur die natürlichen Standortverhältnisse einer Landschaft, sondern
verstärkt auch die sozioökonomischen Bedingungen und anthropogenen Umweltveränderungen wider (vgl. KLINK 1995:158).
Würde dieser Einfluß des Menschen auf die Vegetation jedoch plötzlich aufhören und
überließe man die Entwicklung den freien Kräften und Prozessen der Natur, käme es in Abhängigkeit von den derzeitigen, allerdings oft durch den Menschen irreversibel veränderten
Standortbedingungen erneut zu einem Einpendeln des Gleichgewichtes zwischen der Vegetation und den ökologisch relevanten Standortfaktoren wie Klima, Boden, Relief usw., und es
würde sich ein neuer Reifezustand einstellen. Ähnlich wie die ursprüngliche Vegetation wäre
52
dieser weitgehend von Naturwaldstadien geprägt. Dieser das jeweilige Potential der heutigen
Standortverhältnisse betonende und zukünftige, sich verändernde Umweltbedingungen ausdrücklich ausklammernde Zustand wird mit TÜXEN (1956, in BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:17) als (heutige) potentiell natürliche Vegetation bezeichnet.
Die Darstellung der potentiell natürlichen Vegetation hat nach KLINK (1995:158f)
den Vorteil, daß sie die ökologischen Bedingungen einer Landschaft umfassend widerspiegelt
und so eine ökologische Vergleichbarkeit einzelner Landschaftsräume ermöglicht. Aus diesem Grund soll hier zunächst die potentiell natürliche Vegetation behandelt werden. Im
Anschluß daran wird die reale Vegetation mit ihrer Fülle von naturnahen bis naturfremden
Vegetationstypen, die durch Anbau, Landschaftsgestaltung und andere Umweltbeeinflussungen hervorgerufen werden, dargestellt.
2.6.1. Die potentiell natürliche Vegetation
Nach BECKER/FREDE/LEHMANN (1996:18ff) stellt sich die potentiell natürliche Vegetation des Landkreises Waldeck-Frankenberg wie folgt dar:12
Vorherrschend sind die für das gemäßigt humide Klima Mitteleuropas typischen Buchenmischwälder. Der verbreitetste natürliche Waldtyp des Gebietes ist dabei der Hainsimsen-Buchenwald (Luzulo-Fagetum) mit seinen verschiedenen Untereinheiten. Er bedeckt
große Gebiete des Schiefergebirges und des Kellerwaldes mit sauren, nährstoffarmen Silikatgesteinen (Schiefer, Grauwacke, Quarzit), außerdem erreicht er in den Buntsandsteingebieten
eine große Verbreitung. Typische Baumarten sind Rotbuche (Fagus sylvatica) und (in tieferen
Lagen beigemischt) Trauben-Eiche (Quercus petraea), die spärliche Krautschicht ist artenarm
und besteht aus Säure- und Magerkeitsanzeigern wie Weiße Hainsimse (Luzula luzuloides),
Heidelbeere (Vaccinium myrtillus) und Sauerklee (Oxalis acetosella).
Auf Diabas-, Tonschiefer- und Lößlehmstandorten mit frischen, basen- und nährstoffreicheren Böden stockt der Waldmeister-Buchenwald (Galio odorati-Fagetum) mit Rotbuche
und – in geringerem Maße – Bergahorn (Acer pseudoplatanus) und Esche (Fraxinus excelsior). In Tieflagen sind Hainbuchen (Carpinus betulus) und Eichen beigesellt. Als Sträucher
kommen u.a. Hasel (Corylus avellana) und Weißdorn (Crataegus) vor, die Krautschicht ist
12
Die Benennung von Arten und Gesellschaften auch in allen folgenden Kapiteln orientiert sich an
BECKER/FREDE/LEHMANN 1996)
53
artenreich, gut entwickelt und besteht aus anspruchsvolleren Pflanzen wie Waldmeister (Galium odoratum), Wald-Bingelkraut (Mercurialis perennis), Goldnessel (Lamium galeobdolon)
und Waldveilchen (Viola reichenbachiana).
Der Platterbsen-Buchenwald (Lathyro-Fagetum) wächst auf frischen bis mäßig trockenen, basen- und nährstoffreichen Böden über Zechstein und Muschelkalk. Der Rotbuche
sind hier Esche und Bergahorn beigemischt, außerdem Sträucher wie Rote Heckenkirsche
(Lonicera xylosteum), Roter Hartriegel (Cornus sanguinea), Weißdorn und Seidelbast (Daphne mezereum). In der Krautschicht kommen verbreitet Kalkzeiger wie Haselwurz (Asarum
europaeum) und Türkenbundlilie (Lilium martagon) vor.
In den Höhenlagen von Kellerwald und Upland oberhalb von 500-600 m ü. NN werden diese Wälder von Höhenformen des Hainsimsen-Buchenwaldes und vom ZahnwurzBuchenwald (Dentario-Fagetum) abgelöst, deren Artzusammensetzung durch das kühlere und
feuchtere Klima geprägt ist. In den tieferen Lagen dagegen findet sich in die übrigen Buchenwälder eingestreut der Flattergras-Buchenwald (Milio-Fagetum), dem eher wärmeliebendere Arten wie Stieleiche (Quercus robur) oder Hainbuche beigemischt sind.
In den tiefergelegenen Flußauen stocken als azonale Waldgesellschaften natürlicherweise v.a. Eichen-Hainbuchenwälder (Carpino-Quercetum). Es sind Wälder der HartholzAuen mit Hainbuche, Stiel- und Traubeneiche, Vogelkirsche (Prunus avium) und Winterlinde
(Tilia cordata). Sie sind nahezu frei von Buchen, da diese kein Hochwasser ertragen. Strauchund Krautschicht sind recht reichhaltig, es kommen je nach Ausprägung u.a. Hasel, Weißdorn, Elsbeere (Sorbus torminalis), große Sternmiere (Stellaria holostea) und Wald-Labkraut
(Galium sylvaticum) vor. Daneben wachsen in den Auen gewässerbegleitende HainmierenErlenwälder (Stellario-Alnetum) und andere spezielle Auwaldtypen wie z.B. der WeidenAuwald (Salicion albae/fragilis) als typische Gesellschaft der Weichholz-Auen.
Extrazonale Sonderstandorte werden kleinräumig von Waldgesellschaften besonderer
Ausprägung eingenommen. Als Beispiel seien hier wärmeliebende Eichen(misch)wälder und
Trockenwälder wie der Orchideen- bzw. Seggen-Hangbuchenwald (Carici-Fagetum) genannt,
die an flachgründigen, trockenwarmen, meist sonnseitigen Hängen und Kuppen über Kalk
wachsen. Im Unterwuchs sind sie gekennzeichnet durch licht- und wärmeliebende oder trockenresistente Pflanzen wie Elsbeere, Mehlbeere (Sorbus aria), Berberitze (Berberis vulgaris) oder auch Orchideen.
Waldfreie Sonderstandorte stellen z.B. die Felsfluren dar, die abhängig vom geologischen Untergrund und den Feuchteverhältnissen von verschiedenen Rasengesellschaften wie
Blaugras-Felsfluren (Seslerion) oder Kalktrockenrasen (Xerobromion) eingenommen werden.
54
Auch Moore sind natürlicherweise überwiegend waldfrei, im Kreisgebiet sind sie im Upland
und z.T. im Burgwald und im nordwaldeckischen Buntsandsteingebiet anzutreffen. Typische
Gesellschaften sind Nieder- oder Zwischenmoorkomplexe (z.B. Caricion fuscae, Sphagnion
magellanici), die durch verschiedene Torfmoose und Seggen (Carex spec.), Wollgras (Eriophorum spec.), Rausch- und Moosbeere (Vaccinium uliginosum und V. oxycoccos) und andere spezialisierte Arten gekennzeichnet sind. Daneben kommt allerdings auch der Moorbzw. Karpatenbirken-Bruchwald (Betuletum pubescentis bzw. carpaticae) und der TorfmoosErlen-Sumpfwald (Sphagno-Alnetum) vor.
2.6.2. Die heutige reale Vegetation
Die heutige Vegetation unterscheidet sich deutlich von der potentiell natürlichen Vegetation.
Durch das jahrtausendelange Wirken des Menschen kam es zu einer grundlegenden Änderung
des Vegetations- und Landschaftsbildes im Gebiet des Landkreises Waldeck-Frankenberg.
V.a. die großen Rodungsperioden des Mittelalters und die waldbaulichen Maßnahmen der
letzten Jahrhunderte hatten daran einen erheblichen Anteil (vgl. Kap. 2.7.1.). Heute wird das
Landschaftsbild durch das Nebeneinander offener Kulturflächen, Gehölzinseln und Heckensysteme unterschiedlicher Ausdehnung sowie großflächiger, m.o.w. geschlossener Waldgebiete geprägt.
Der Waldanteil des Kreisgebietes beträgt zur Zeit 45,3% (= 83789 ha, Stand 1991, vgl.
BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:50). Durch die veränderte Funktion des Waldes als Rohstofflieferant (z.B. Holzkohlebedarf durch aufkommendes Hüttengewerbe), die vermehrte
Anpflanzung von in diesem Gebiet ursprünglich nicht heimischen Arten wie z.B. der Kiefer
(Pinus spec.) oder Fichte (Picea abies) und die damit verbundenen Änderungen in den Landnutzungssystemen (Monokulturen, Kahlschlagswirtschaft) hat sich die Waldzusammensetzung jedoch deutlich gewandelt (vgl. Abb. 7). Die natürlichen Laubwaldgesellschaften
wurden großflächig zerstört, und die schwerpunktmäßige Förderung von schnellwüchsigen
Fichtenreinkulturen und Kiefernanpflanzungen seit dem 18. Jahrhundert ließ den Anteil an
langsamer wachsenden Laubbäumen auf 47% der Waldfläche des Kreises zurückgehen. Während die Fichte, der „Brotbaum“ der Forstwirtschaft, besonders in den höheren Schiefergebirgslagen im Bereich der montanen Hainsimsen-Buchenwälder Verbreitung fand, wurde die
Kiefer überwiegend auf sandigen Böden wie z.B. im Burgwald gepflanzt. Auch Lärche (Larix
55
decidua) und Douglasie (Pseudotsuga menziesii) haben, v.a. im Privatwald, einen größeren
Anteil an der Holzartenzusammensetzung. Erst in jüngerer Vergangenheit hat sich dieser
Trend zumindest z.T. umgekehrt. Aus ökologischen Gründen versucht man in der modernen
Forstwirtschaft zunehmend, den Anteil des Laubholzes zu erhöhen und eine nachhaltige und
naturgemäße Waldwirtschaft mit Kahlschlagsverzicht und natürlicher Walderneuerung durch
Samenfall zu fördern. Dieses Bemühen wird v.a. in den öffentlichen Waldungen und hier besonders im Staatswald sichtbar, wo sich das Verhältnis zwischen Laub- und Nadelholz mit 52
zu 48% schon zugunsten des Laubholzes verschoben hat. Sicherlich spielen hier die großen
Waldschutzgebiete wie z.B. das Waldschutzgebiet Edersee mit einer Fläche von 4752 ha eine
wichtige Rolle. In den Privatwaldungen dominieren dagegen aus ökonomischen Gründen mit
57% immer noch die Nadelhölzer gegenüber den Laubgehölzen (43%, vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:50f und FRIEDRICH 1982:90ff sowie Abb. 6).
Baumartenverteilung im Körperschaftsw ald
Körperschaftswald gesamt: 41817 ha
Baumartenverteilung in den Waldungen des
Landkreises Waldeck-Frankenberg
Verhältnis Laub - zu Nadelholz = 46:54%
18000
15000
28945
27192
Hektar
Hektar
Verhältnis Laub- zu Nadelholz = 47:53%
35000
30000
25000
20000
15000
10000
5000
0
0
Fichte
6077
3000
10031
Buche
Kiefer
2794
Eiche
Hauptbaum arten (=100%)
Hektar
Hektar
Eiche
3489
Buche
Fichte
Hauptbaumarten (100%)
Kiefer
Verhältnis Laub - zu Nadelholz = 43:57%
9550
2812
Fichte
Baumartenverteilung im Privatw ald
Privatwald gesamt: 2565 ha
Verhältnis Laub- zu Nadelholz = 52:48%
11667
Buche
Hauptbaum arten (100%)
Baumartenverteilung im Staatswald
Staatswald gesamt: 27518 ha
15000
12000
9000
6000
3000
0
16648
9000
6000
5732
Eiche
16298
12000
Kiefer
1200
1000
800
600
400
200
0
980
994
465
126
Eiche
Buche
Fichte
Kief er
Hauptbaum arte n (100%)
Abb. 6: Baumartenverteilung und Besitzverhältnisse der Wälder des Landkreises WaldeckFrankenberg (eigener Entwurf nach BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:51)
Stand 1991, Daten nach Auswertung von 71900 ha Waldfläche
56
Baumartenverteilung in den Dominialwaldungen des nördlichen Waldeck
(1865/67) bzw. in den Waldungen des Landkreises Waldeck-Frankenberg
(1970 und 1991)
80
70
Eiche
74,7
60
Buche
50
40
39
30
42
40,3
Fichte
37,8
Kiefer
20
10
0
0,8
12,0 12,5
1865/67 (%)
13
6
1970 (%)
13,9
8,0
1991 (%)
Hauptbaumarten = 100%
Während 1865/67 noch ¾ der gesamten Waldfläche von Laubwald eingenommen wurden (davon allerdings
über 30% durch übermäßige Nutzung devastiert), stieg der Anteil der Nadelwälder in der folgenden Zeit auf
über 50% an. Erst in jüngster Zeit ist wieder eine Erhöhung des Laubwaldanteiles festzustellen.
Abb. 7: Wandel der Baumartenzusammensetzung der Wälder im Landkreis seit dem 19. Jahrhundert (eigener Entwurf nach FRIEDRICH 1982:92 und BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:51)
Die übrigen 54,7% der Kreisfläche sind waldfrei und werden zum größten Teil landwirtschaftlich genutzt. In den höheren Berglagen wird aufgrund des rauheren Klimas meist Grünlandwirtschaft als Grundlage für die Milchviehhaltung betrieben, während die tiefergelegenen
und bodenkundlich günstigeren Gebiete (Löß/Lößlehm) überwiegend ackerbaulich genutzt
werden. Jedoch sind auch hier reine Ackerbaubetriebe die Ausnahme. Hauptanbaufrüchte
sind Weizen, Wintergerste, Hafer und Raps (vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:48).
Während die Vegetation der extensiv genutzten Bereiche z.T. noch sehr artenreich ist und
diese Flächen oftmals ökologisch wertvolle Gebiete darstellen, sind intensiv genutzte Flächen
v.a. aufgrund von Überdüngung und starker Beweidung von Wiesen und Weiden oder aufgrund des konventionellen Ackerbaus mit Einsatz von Herbiziden und anderen Chemikalien
durch eine deutliche Artverarmung gekennzeichnet. Der starke Rückgang der sog. Ackerunkräuter in den letzten Jahrzehnten ist hierfür ein besonders gutes Beispiel.
57
Abschließend sollen zwei waldfreie Vegetationseinheiten beschrieben werden, die für
den Landkreis zumindest in einzelnen Teilgebieten charakteristisch sind (vgl. NIESCHALK/
NIESCHALK 1971:63ff). Als erstes sind hier die Halbtrockenrasen (Mesobromion) erwähnt.
Diese seit jeher nur extensiv genutzten Hute- und Weideflächen sind in den Kalk- und Dolomitgebieten relativ häufig anzutreffen. Sie zeichnen sich durch eine artenreiche und wertvolle
Vegetation aus, die u.a. durch Deutschen oder Fransen-Enzian (Gentianella germanica oder
G. ciliata), verschiedene Orchideen, Disteln und Gräser sowie Wachholdersträucher (Juniperus communis) charakterisiert ist. Z.T. sind auch pontische Reliktpflanzen wie z.B. Fiederzwenke (Brachypodium pinnatum) oder Sand-Fingerkraut (Potentilla incana), die ihren
Verbreitungsschwerpunkt in den eurasiatischen Steppen haben und in klimatisch trockeneren
und wärmeren Perioden der Nacheiszeit nach Mitteleuropa gelangten, anzutreffen. Sie wurden vom zurückkehrenden Wald auf natürlich waldfreie Xerothermstandorte wie Felsfluren
(vgl. Kap. 2.6.1) zurückgedrängt, von wo sie sich auf die neuen, durch den Menschen geschaffenen Freiflächen ausbreiten konnten. In jüngerer Zeit sind diese anthropogen entstandenen Vegetationseinheiten jedoch durch landwirtschaftliche Intensivierung, Aufforstung oder
Aufgabe der extensiven Beweidung, was zur allmählichen Verbuschung führt, stark gefährdet.
Reliktpflanzen aus der letzten Eiszeit finden sich dagegen in den Zwergstrauchheiden,
die in den Höhenlagen des Uplandes über 700 m ü. NN als Hochheiden großflächig die waldfreien Bergkuppen (z.B. des Ettelsberges bei Willingen) bedecken. Auch sie sind ursprünglich
anthropogen durch Zerstörung des natürlichen Waldes entstanden und durch Plaggenhieb
oder Beweidung geprägt und erhalten worden, in jüngerer Zeit jedoch zunehmend durch Aufgabe der traditionellen Nutzungsformen gefährdet. Besenheide (Calluna vulgaris), Preisselbeere (Vaccinium vitis-idaea), Heidelbeere (V. myrtillus), verschiedene Moose sowie
Moosbeere (V. oxycoccos), Alpen-Bärlapp (Lycopodium alpinum) und andere borealsubarktische oder arktisch-alpine Relikte kennzeichnen diese Heiden (vgl. HOFFMANN
1997:70ff und BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:61f).
2.7. KULTURGEOGRAPHISCHE ASPEKTE
Nachdem in den vorangegangenen Kapiteln immer wieder auf das Wirken des Menschen und
die dadurch hervorgerufenen Veränderungen in der Naturlandschaft hingewiesen wurde, soll
als Abschluß dieses Großkapitels die Genese der Kulturlandschaft zusammenfassend darge58
stellt werden, um die angesprochenen Faktoren chronologisch und kausal besser einordnen zu
können. Der Schwerpunkt soll dabei auf die Stadt Korbach und ihr Umland gelegt werden, in
deren Einflußbereich das in Kap. 3 noch näher vorzustellende Untersuchungsgebiet liegt.
2.7.1. Nacheiszeitlicher Besiedlungsgang und Entwicklung der Agrarlandschaft
Früheste Spuren menschlichen Wirkens im Landkreis finden sich im Tal des Netzebaches,
eines nördlichen Ederzuflusses, der bei Lieschensruh in die breite Ederniederung einmündet.
Nördlich der Stadt Buhlen ragt ein Felsen aus Zechsteindolomit spornartig in das Tal hinein.
Dieser das Tal teilweise abriegelnde Felsvorsprung veranlaßte mittelpaläolithische Jägergruppen, hier ihre Lager zu errichten, da von hier eine gute Aussicht in die Landschaft möglich
war und dieser Punkt aufgrund der plötzlichen Einengung des Tales auch jagdstrategische
Bedeutung besaß. In den hier erhaltenen Lößablagerungen sowie in Geröllen des Netzebaches
wurden zwischen 1965 und 1986 Ausgrabungen durchgeführt, die neben Knochen eiszeitlicher Tiere auch zahlreiche Steinwerkzeuge zu Tage brachten, deren Alter überwiegend auf
50000 bis 100000 Jahre datiert wird (erste Hälfte der Würm-Kaltzeit). In älteren Fundschichten konnten sogar Geräte und Knochen aus der letzten Warmzeit (Eem) und der vorletzten
Kaltzeit (Riß) nachgewiesen werden (vgl. GENSEN 1982:109, FIEDLER 1981:1).
Mit dem Ende der letzten Kaltzeit vor rund 11500 Jahren (vgl. RITTWEGER
1997:242) begann die Mittelsteinzeit (Mesolithikum). Wie schon in der Altsteinzeit lebten die
Menschen weiterhin als Jäger und Sammler. Auch aus dieser Zeitperiode sind in WaldeckFrankenberg Fundplätze bekannt, so aus der Umgebung von Bad Wildungen oder im Ederseegebiet (vgl. FIEDLER 1997:25f).
Erst in der Jungsteinzeit (Neolithikum) begann der Mensch, stärker auf seine natürliche Umgebung Einfluß zu nehmen. Die sog. „Neolithische Revolution“, d.h. der Übergang
von der Entwicklungsstufe der umherziehenden Jäger und Sammler zum seßhaften Ackerbauerntum, der sich in Mitteleuropa vor etwa 7000 Jahren vollzog, markiert deshalb auch den
Beginn der Ausbildung einer Kulturlandschaft, in der der Mensch formend und nicht nur nutzend auftritt. Von Südosten her drangen aus dem Orient mit der Kulturgruppe der Bandkeramik planmäßiger Ackerbau und Haustierhaltung auch in das Gebiet des Landkreises vor, was
nun zu den ersten größeren Waldrodungen führte. Wichtige Siedlungs- und Fundplätze dieser
Epoche liegen in den Lößgebieten der Ostwaldecker Randsenken bei Bergheim und Wellen
im unteren Edertal. Erst im Laufe der Jungsteinzeit wurden mit der Michelsberger Kultur
59
auch Siedlungsstellen auf Bergeshöhen besetzt, so z.B. bei Böhne, Külthe oder Basdorf (vgl.
GENSEN 1982:109f).
Wirtschaftliche Arbeitsteilung, gesellschaftliche Schichtung und zunehmender Handel
kennzeichnen die anschließende Bronzezeit (ca. 2300 bis 800 v. Chr., vgl. RITTWEGER
1997:242). Grabhügel aus dieser Epoche finden sich z.B. im Gebiet des „Streitholzes“ (vgl.
Karte 6) und des „Dalwigker Holzes“ im Osten bzw. Südosten der Stadt Korbach. Sie bezeugen den Beginn der Besiedlung der Waldecker Hochflächen (vgl. MEDDING 1980:4). Die
letzten acht vorchristlichen Jahrhunderte umfaßt die darauffolgende Eisenzeit. Wegen ihrer
Erzvorkommen wurden nun die Mittelgebirgszonen stärker erschlossen, und es bildeten sich
offenbar politische Einheiten heraus, deren Zeugnisse heute als Ringwallanlagen auf den Bergeshöhen (z.B. Eisenberg bei Korbach, Wüstegarten im Kellerwald, vgl. GENSEN 1982:112)
in Erscheinung treten. Beide Perioden sind durch Rodungen zur Gewinnung von Siedlungsund Ackerland und durch Waldweide gekennzeichnet, der Einfluß des Menschen auf die
Landschaft wurde demnach immer stärker.
Für die Zeit um Christi Geburt und die nachfolgenden Jahrhunderte wird der gesamte
nordhessische Raum als Siedlungsgebiet der Chatten, eines germanischen Volksstammes,
angesprochen. Grabfunde bei Goddelsheim und Hatzfeld bezeugen diese Tatsache auch für
das Gebiet des Landkreises. Für die anschließende Völkerwanderungszeit nimmt die Funddichte jedoch deutlich ab, somit ist mit einer ersten größeren Wüstungsperiode und Siedlungsverdünnung zu rechnen, die sich mit der frühgeschichtlichen Wüstungsphase im Sinne
SCHLÜTERS deckt (vgl. GENSEN 1982:113).
Erst in der fränkisch-sächsischen Landnahmeperiode, die im frühen Mittelalter beginnt
und mit der hochmittelalterlichen Rodephase ihren Abschluß findet, begann ein erneuter Siedlungsausbau. Dieser mittelalterliche Landesausbau ging in zwei Formen vor sich (vgl. ENGELHARD 1971:107): Zunächst erfolgte eine Intensivierung der Bodennutzung z.B. durch
verbesserte Wirtschaftssysteme und eine Verdichtung des Siedlungsnetzes im Altsiedelland,
die sich z.B. in der zunehmenden Kleinparzellierung der Fluren, der Entwicklung von Haufendörfern und der Gründung von Tochtersiedlungen wie Nieder- und Ober-Ense oder Nieder- und Ober-Waroldern zeigt. In einer anschließenden Phase drang die Besiedlung aufgrund
eines immer stärker werdenden Bevölkerungsdruckes zunehmend bis in die höchsten Lagen
des Berglandes ein, die bisher wegen ihrer klimatischen und bodenkundlichen Ungunst noch
unerschlossen waren. Die Kirche, Klöster und weltliche Grundherren waren dabei mit gelenkten Rodungen und dem Anlegen geplanter Dörfer mit regelhafter Orts- und Flurgestaltung die
treibenden Kräfte. Die Siedlungen dieser beiden Ausbauperioden lassen sich anhand ihrer
60
Ortsnamen sehr gut unterscheiden. Während für die ältere, um 500 n. Chr. einsetzende Rodephase v.a. Endungen auf -inghausen (sächsisch), -hausen, -dorf, -feld, -bach oder -beck und
Präfixe wie ost-, nord-, süd-, west-, nieder- oder ober- charakteristisch sind, enden die in der
hochmittelalterlichen Rodephase gegründeten Siedlungen überwiegend auf -hagen, -rode,
-roth, -scheid, -bruch oder -kirchen (vgl. ENGELHARD 1967:23).
Typisch für alle bis hierhin entstandenen Siedlungen ist ihr überwiegend ländlichbäuerlicher Charakter. Sie lagen meist im Grenzbereich zwischen trockeneren und feuchteren
Ökotopen und somit im Schnittpunkt der verschiedenen Flurnutzungen wie Wiesen- und Weideland in den Tal- und Bachauen bzw. Ackerland in den höher gelegenen Bereichen. Der
Wald nahm als Holzlieferant und Viehweide in der Regel als Allmende die randlichen Gemarkungsteile ein (vgl. ENGELHARD 1971:107).
Erst ab der zweiten Hälfte des zwölften Jahrhunderts entwickelten sich, zunächst meist
aus vorhandenen Siedlungskernen heraus, später auch als geplante Neugründungen, an verkehrstechnisch und strategisch-machtpolitisch günstigen Orten wie Kreuzungspunkten wichtiger Handelsstraßen Städte mit nichtbäuerlichen Wirtschaftsfunktionen wie z.B. Korbach,
Waldeck und Landau. Die Städte zogen mit ihren besonderen Stadt- und Bürgerrechten immer mehr Menschen an und vergrößerten sich zunehmend unter Wüstwerden der kleineren
umliegenden Ortschaften. Eine solche mittelalterliche Wüstung ist Holzhausen, östlich von
Korbach im Waldgebiet des Streitholzes gelegen (vgl. HÖHLE 1928:202 und Kap. 3.3.2.6.).
Dieser Wüstungsprozeß setzte sich im Spätmittelalter verstärkt fort. Wichtigste Ursache der Entsiedlung war der deutliche Rückgang der Bevölkerungszahlen aufgrund von Hungersnöten und den ersten größeren Pestepidemien im 14. Jahrhundert. Auch eine
Klimaverschlechterung, die sog. „Kleine Eiszeit“, die im 15. Jahrhundert begann und bis ca.
1850 andauerte, trug zum Enstehen dieser Agrarkrise des späten Mittelalters bei, die zur Aufgabe von Siedlungen und Ländereien v.a. im Grenzertragsbereich (höhere Lagen, ungünstigere Böden) und zur Rückeroberung dieser Flächen durch den Wald führte. In Waldeck sind
durch diesen spätmittelalterlichen Wüstungsprozeß rund 60% der ehemals bestehenden Siedlungen verloren gegangen (vgl. ENGELHARD 1971:111).
Nach dieser Phase des Siedlungsrückgangs kam es in der frühen Neuzeit und während
der absolutistischen Periode zu einem erneuten Landesausbau, der auch durch den Dreißigjährigen Krieg nur kurzzeitig unterbrochen werden konnte. Die z.T. erheblichen Flurwüstungen
der vorangegangenen Wüstungsperiode wurden zu einem großen Teil wieder gerodet und in
Kultur genommen. Waldverwüstungen durch übermäßige Nutzung (Bau- und Brennholz,
61
Waldweide, Hüttenwesen) nahmen immer mehr zu13, bis die ersten Land- und Forstverordnungen begannen, die verschiedenen Nutzungen zu kontrollieren und gegebenfalls auch zu
beschneiden. So wurde die Ziegenhaltung schon im 16. Jahrhundert durch landesherrliche
Erlasse zum Schutz der Waldungen eingeschränkt (vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN
1996:47). Ab dieser Zeit entwickelten sich auch die verschiedenen Bodennutzungssysteme,
die bis in unser Jahrhundert gebräuchlich waren und erst in jüngerer Zeit durch die zunehmende Mechanisierung und Technisierung der Landwirtschaft durch die heute weit verbreiteten (Getreide-) Monokulturen ersetzt wurden. In Abhängigkeit von der naturräumlichen
Ausstattung bildete sich im Laufe dieses Prozesses durch Intensivierung an günstigen und
Extensivierung an weniger günstigen Standorten das heute anzutreffende Nutzungsmosaik
heraus (vgl. die entsprechenden Ausführungen in Kap. 2.6.2).
2.7.2. Bergbau
Ein weiterer wichtiger Faktor für die Entwicklung der heutigen Kulturlandschaft v.a. in den
letzten Jahrhunderten ist der Bergbau. Aufgrund der Vielseitigkeit der geologischen Strukturen finden sich überall im Landkreis abbauwürdige Erze, Mineralien oder Gesteine, die z.T.
wohl schon in vorgeschichtlicher Zeit, verstärkt aber erst seit dem 15. Jahrhundert bergmännisch in Tage- und Tiefbauen gewonnen wurden.
Heute ist der Abbau aus Rentabilitätsgründen größtenteils eingestellt. Nur Kies und
verschiedene Hart- und Bausteine (z.B. Diabas, Kalk, Grauwacke) werden noch in größerem
Ausmaß abgebaut. In früheren Jahrhunderten wurden daneben v.a. verschiedene Erze gewonnen. Die devonischen Eisenerze der Grube Christiane bei Adorf wurden schon in Kap.
2.1.1.1. behandelt. Weiterhin sind hier v.a. Kupfer (aus dem Zechstein) und Gold (aus dem
Karbon) zu nennen, hierauf soll an anderer Stelle näher eingegangen werden (vgl. Kap. 3.6.1.
13
Verschiedene Stiche, die in der Hessischen Chronik von 1605 (vgl. DILICH 1605) abgedruckt sind, zeigen
dementsprechend viele Gebiete, so z.B. auch den Eisenberg bei Korbach, völlig waldfrei oder bestenfalls von
niedrigem Gebüsch oder Niederwald bestanden. Im Falle des Eisenberges dürfte dies am hohen Brennholzbedarf
der bis Ende des 17. Jahrhunderts bewohnten Burg Eisenberg sowie dem Holzkohlebedarf der schon seit Ende
des 16. Jahrhunderts betriebenen Kupferverhüttung im Gebiet von Ense/Nordenbeck gelegen haben. Auch die
Waldeck-Karten von Justus MOERS (1575) und Jeremia NICOLAI (1733, vgl. BECKER/FREDE/
LEHMANN 1996:50) verdeutlichen die starke Zurückdrängung des Waldes auf nur noch sehr kleine Restflächen auf Bergrücken und Höhen.
62
und 3.6.2.). Festzuhalten sei jedoch, daß gerade die Erzgewinnung und -verhüttung nicht nur
direkte Spuren wie Abbaugruben, Pingen14 oder Abraumhalden, die z.T. noch heute in entsprechenden Gebieten des Kreises erhalten sind, hinterlassen hat, sondern auch über die großflächige Waldzerstörung durch den gesteigerten Holzkohlebedarf großen Einfluß auf die
Gestaltung der Landschaft hatte. Hierzu sei auch auf die Ausführungen in Kap. 2.6.2 verwiesen.
2.7.3. Die Stadtentwicklung am Beispiel Korbachs
Die erste urkundliche Erwähnung des kaiserlichen Reichsgutes „Curbechi“ fand im Jahr 980
statt, als Kaiser Otto II. seinen Besitz in Korbach und noch fünf weiteren Dörfern im Tausch
an das an der Weser gelegene Kloster Corvey abtrat (vgl. HEINEMEYER 1985:3). Schon im
zwölften Jahrhundert gelangte die Siedlung in den Einflußbereich der Grafen von Schwalenberg (die späteren Grafen von Waldeck). 1188 erhielt Korbach auf Bitten des Grafen Widekind II. vom Paderborner Bischof das Soester Stadtrecht verliehen (vgl. NEUMANN
1997:14f).
In der folgenden Zeit gelang es der Stadt, ihre Politik im Inneren wie auch nach außen
hin zu festigen. Die erwähnte spätmittelalterliche Wüstungsperiode führte zwar in der agrarwirtschaftlichen Entwicklung zu größeren Zäsuren, die Städte konnten sich jedoch ohne
Bruch kontinuierlich weiterentwickeln. Im Gegensatz zu den rein bäuerlichen Siedlungen im
Umland der Städte besaßen diese mit Handwerk und Kleingewerbe nämlich auch nichtagrarische Erwerbsmöglichkeiten, die, in Zünften organisiert und gefördert, die meisten Städte zu
kleinen Mittelpunkten für das Umland werden ließen. Die Stadt Korbach erhielt durch ihre
Zugehörigkeit zum Hansebund sogar eine überregionale wirtschaftliche Bedeutung, die in der
günstigen Verkehrslage am Schnittpunkt zweier bedeutender Handelsstraßen und in einem
ausgedehnten agrarischen Hinterland mit einer die Viehhaltung betonenden Komponente im
westlich der Stadt liegenden Schiefergebirgsraum und einer getreidebaubetonten Komponente
auf den Waldecker Hochflächen im Osten günstige Voraussetzungen hatte (vgl. ENGELHARD 1967:141).
Neben diesen weitreichenden Handelsbeziehungen und seiner wirtschaftlichen Stärke
schaffte es Korbach auch, sich durch den Ausbau seines Besitztums und seiner Rechte als
14
Eine Pinge ist eine kleine Bodenvertiefung, die durch bergmännische Schurfarbeit über Tage (= Schurfpinge)
oder durch Nachbruch über Untertagebauten wie z.B. Schächten (= Schachtpinge) entstanden ist.
63
ernstzunehmende politische Größe im Waldecker Land zu profilieren, was zweifellos zu Konflikten mit den eigentlichen Stadtherren, den Grafen von Waldeck, führen mußte. Trotzdem
konnte die Stadt im ausgehenden Mittelalter ihre starke Position behaupten (vgl. NEUMANN
1997:14ff).
Erst mit den zunehmenden Zoll- und Handelsbeschränkungen in der Phase des Absolutismus, in der die Kleinstaaten die im Mittelalter weitgehend unabhängige, bürgerliche
Wirtschaftsinitiative zu kontrollieren und den eigenen Autarkiebestrebungen unterzuordnen
begannen, fand diese erste Blütezeit der Stadt ein Ende. Gerade die engen Grenzen der kleinen Grafschaft und des späteren Fürstentums Waldeck ließen das weitgespannte Netz von
Handelsbeziehungen und die Wirtschaftskraft Korbachs allmählich erlahmen (vgl. ENGELHARD 1967:142). Einen weiteren Impuls für den Niedergang der Stadt gab der 30-jährige
Krieg, der die wirtschaftliche Basis der vormals blühenden Handelsstädte zerstörte und durch
die Festigung der Kleinstaaterei im Westfälischen Frieden auch die Erneuerung der verlorengegangenen Handelsfunktion vorerst ausschloß. Zwischen 1620 und 1650 nahm die Anzahl
der Häuser in Korbach von 547 auf 235 ab (STRACKE 1911:79 in ENGELHARD 1967:142),
und die Stadt selbst sank allmählich zur Ackerbürgerstadt herab, in der neben dem Handwerk
v.a. die Landwirtschaft eine große Bedeutung besaß. Der anschließende Zeitraum ist von einer weitestgehenden Stagnation der Stadtentwicklung gekennzeichnet, die auch daran ersichtlich wird, daß sich Korbach bis zum Ende des 19. Jahrhunderts nicht über den
mittelalterlichen Mauerring hinaus ausdehnen konnte (vgl. ENGELHARD 1967:144).
Erst die Industrialisierung, die im Landkreis gegen Ende des letzten Jahrhunderts begann,
führte zu einem neuen Aufschwung in der Entwicklung der Stadt Korbach. Dieser setzte mit
dem Anschluß an das Eisenbahnnetz im Jahr 1893 ein, und schon in den folgenden Jahren
begann eine rasche Entwicklung von Industrie und Handel sowie ein mit rasch ansteigenden
Bevölkerungszahlen verbundenes städtebauliches Wachstum über den mittelalterlichen Mauerring hinaus. Die Einwohnerzahl Korbachs stieg von 2610 im Jahr 1900 über 7792 (1939)
und 13041 (1953) auf inzwischen 24349 Einwohner an (Kernstadt und 14 Ortsteile,
Stand: 30.06.1997, zu den folgenden Ausführungen vgl. MEDDING 1980:352ff und
KREISSTADT KORBACH 1998).
1908 wurde in Korbach ein Zweigwerk der ursprünglich in Frankfurt/Main ansässigen
„Mitteldeutschen Gummiwarenfabrik Louis Peter“ eröffnet, das in den Folgejahren technische Schläuche sowie Fahrrad- und Autoreifen produzierte. 1929 ging das inzwischen in „Peters Union Aktiengesellschaft“ umbenannte Werk in der „Continental-Gummi-Werke A.G.
64
Hannover“ auf. Zusammen mit den zu Beginn der 50er Jahre eröffneten „Mauser-Werken“
(Stahlmöbel, 352 Beschäftigte) und dem „Horizont-Gerätewerk“ (200 Beschäftigte) stellt es
mit 2863 Beschäftigten bis heute den größten Arbeitgeber der Stadt dar (Stand: April 1998).
1942 wurde Korbach Kreisstadt des Kreises Waldeck und erlangte neben der industriell-wirtschaftlichen auch eine verstärkte politische Bedeutung. Im Zuge der Verwaltungsgebietsreform 1970/71 schlossen sich 14 umliegende Ortschaften der Stadt an, die nach der
Zusammenlegung der Altkreise Waldeck und Frankenberg im Jahr 1974 auch Kreisstadt des
neuen Landkreises Waldeck-Frankenberg wurde.
Als im Regionalen Raumordungsplan Nordhessen ausgewiesenes Mittelzentrum ist
die Kreisstadt Korbach heutzutage jedoch nicht nur politisch-administrativer Mittelpunkt des
Landkreises Waldeck-Frankenberg, sondern besitzt auch eine große wirtschaftliche und
kulturelle Bedeutung für ein weites Umland. Nicht zu vergessen ist auch ihre herausragende
Stellung als touristischer Mittelpunkt im „Ferienland Waldeck“, was in den letzten Jahren u.a.
durch den umfangreichen Um- und Neubau des städtischen Museums deutlich wurde und im
Hessentag, der vom 20. bis 29. Juni 1997 in der Stadt stattfand, einen vorläufigen Höhepunkt
erreichte.
65
3. DAS UNTERSUCHUNGSGEBIET
3.1. AUSWAHL, LAGE
UND
ABGRENZUNG
SOWIE NATURRÄUMLICHE
GLIEDERUNG
DES
UNTERSUCHUNGSGEBIETES
Bei der Auswahl des Untersuchungsgebietes waren für die Entscheidungsfindung mehrere
Faktoren relevant. Ein Ziel war es, möglichst alle in der näheren Umgebung der Stadt Korbach vorkommenden geologisch-morphologischen bzw. naturräumlichen Einheiten miteinzubeziehen, um so einen umfassenden Überblick über die physisch-geographische Ausstattung
dieses Raumes geben zu können. Im Hinblick auf die Planung eines Themenpfades durfte
dabei jedoch nicht außer acht gelassen werden, daß die einzelnen Teilräume auch ohne größere Schwierigkeiten in relativ kurzer Zeit von interessierten Besuchern zu erreichen sein sollten. Seitens der Stadt Korbach bestand außerdem der Wunsch, die geologischpaläontologischen „Highlights“ der Region, den 4 km südwestlich der Stadt gelegenen Eisenberg mit den Spuren des historischen Goldbergbaus sowie die weltweit bedeutende Fossilienfundstelle der Korbacher Spalte, am südlichen Stadtrand gelegen, mit in die Untersuchungen
und die Planungen für den Themenpfad einzubeziehen.
Um all diese Punkte berücksichtigen zu können und die Gesamtgröße nicht zu groß
werden zu lassen, erschien es sinnvoll, das Untersuchungsgebiet in zwei Untereinheiten aufzuteilen. Der größere Abschnitt liegt südwestlich der Stadt Korbach im Quellgebiet der Itter
und ihrer Nebenflüsse. Nach Norden und Westen fällt seine Grenze mit der des oberirdischen
Einzugsgebietes von Marbeck und Itter zusammen, einzig westlich Goldhausen wurde diese
natürliche Begrenzungslinie etwas nach Westen verschoben, um den Eisenberg in seiner Gesamtheit miteinbeziehen zu können. Die östliche Grenze bildet das Tal des Kuhbachs bis zu
seiner Mündung in die Itter, die ihrerseits das Teilgebiet nach Süden abschließt. Allein westlich Nieder-Ense orientiert sich die Grenze nicht an natürlichen Einheiten und läuft entlang
der Linie 5677 des Gauß-Krügerschen Koordinatennetzes.
Der kleinere Teil des Untersuchungsgebietes liegt östlich der Stadt Korbach im Quellgebiet der Werbe. Nach Norden, Westen und Süden fällt seine Grenze mit der des oberirdischen Einzugsgebietes der Werbe und ihrer Quellflüsse zusammen, nach Osten wird es durch
die Kreisstraße 16 abgeschlossen (vgl. Karte 1).
66
Die naturräumliche Ausstattung des Untersuchungsgebietes ist trotz seiner relativ beschränkten Größe sehr vielseitig (vgl. Karte 1). Die im folgenden ausgeführte Gliederung paust sich
deshalb auch immer wieder auf die verschiedenen Geofaktoren wie Relief, Vegetation oder
Böden durch, was in den nachfolgenden Kapiteln noch deutlich werden wird.
Der Nordwesten des Untersuchungsgebietes, d.h. das Quellgebiet der Marbeck nördlich des
Eisenberges, gehört zum „Grafschafter Bergland“, das einen kleinen Teil der naturräumlichen
Haupteinheit „Ostsauerländer Gebirgsrand“ darstellt und hier geologisch den MedebachGoldhausener Sattel sowie die Lengefelder Mulde umfaßt (vgl. Kap. 3.2.1.). Es wird nach
Osten durch den Eisenberger Abbruch gegen die zur „Waldecker Tafel“ gehörende „Korbacher Hochfläche“ abgegrenzt, die geologisch zu dem das Schiefergebirge begrenzenden Zechsteingürtel gehört. Ebenfalls ein Teilgebiet der Waldecker Tafel ist die „Goddelsheimer
Hochfläche“, die, wieder westlich des Eisenberger Abbruchs gelegen, den südwestlichen Bereich des Untersuchungsgebiets bildet. Sie wird ebenfalls größtenteils von Gesteinen des
Zechsteins aufgebaut.
Das den östlichen Teil des Untersuchungsgebietes umfassende Quellgebiet der Werbe,
das von der Korbacher Fläche durch den Höhenzug der Marke getrennt wird, gehört zum
„Sachsenhäuser Hügelland“ und ist ebenso ein Teil der Waldecker Tafel wie die Korbacher
und die Goddelsheimer Hochfläche. Im Gegensatz zu diesen besteht der geologische Untergrund hier jedoch überwiegend aus Gesteinen des Buntsandsteins.
3.2. GEOLOGISCH-TEKTONISCHE ÜBERSICHT
3.2.1. Geologie
Das Untersuchungsgebiet läßt sich geologisch in drei verschiedene Untereinheiten aufteilen:
Die zum Rheinischen Schiefergebirge gehörenden Gebiete im Westen mit devonischen und
karbonischen Gesteinsserien, den östlich anschließenden Gürtel aus Sedimenten des Zechsteins sowie die Buntsandsteinlandschaften ganz im Osten (vgl. Karte 2).
Am Eisenberg finden sich südöstlich von Goldhausen mit den oberdevonischen Schichten der
Dasberg/Wocklum-Stufe die ältesten dieser paläozoischen Gesteine. Es handelt sich um grünbraune, geschieferte Tonsteine sowie grüngraue, z.T. karbonatische Schluff- und Sandsteine.
67
Sie bilden hier den freipräparierten Kern des Medebach-Goldhausener Sattels, der sich vom
Eisenberg aus weiter nach Südwesten fortsetzt.
Die Flanken dieses Sattels werden von Schichten des Unterkarbons (Tournai bis Unter-Visé) gebildet (vgl. KULICK 1997b:13ff). Hierbei handelt es sich überwiegend um Kieselschiefer bzw. Lydite, Kieselkalke und Schwarz- bzw. Alaunschiefer mit z.T. hohem Gehalt
an organischen Stoffen (Bitumen).15 Diese verschiedenen, auch für viele andere Gebiete Europas charakteristischen Pelit-Abfolgen belegen nach FRANKE (1991:64) mehrfache, großräumig wirksame Wechsel in der Sauerstoffversorgung des marinen Sedimentationsraumes,
die möglicherweise in Zusammenhang mit eustatischen Meeresspiegelschwankungen des unterkarbonen Ozeans stehen.
Nördlich des Eisenberges stehen im oberen Einzugsgebiet der Marbeck großflächig
Grauwacken und Tonschiefer an, die vom obersten Unterkarbon (Ober-Visé) bis ins untere
Oberkarbon (Namur) hinein abgelagert wurden. Es sind grün- bis braungraue Sedimente, die
den Kern der sich nordwestlich an den Medebach-Goldhausener Sattel anschließenden Lengefelder Mulde bilden. Sie entstanden als synorogene Flyschsedimente im Zuge der Subduktion
der Kruste des rhenoherzynischen Beckens und dem damit verbundenen Aufstieg der Gebirgsfront des Rheinischen Schiefergebirges und schließen die variszische Sedimentationsgeschichte ab (vgl. FRANKE 1991:64).
Gesteine des Rotliegenden sind nur in der Silberkuhle, einer räumlich eng begrenzten
Senkungsstruktur im Nordwesten des Untersuchungsgebietes, aufgeschlossen. Während des
höheren Oberkarbons und v.a. im Rotliegenden wurden die Kieselschiefer des MedebachGoldhausener Sattels durch Erosionsvorgänge mit dem Eisenberg als Härtlingszug herausmodelliert. Der Abtragungsschutt sammelte sich in intramontanen Becken und lokalen Grabenzonen wie der Silberkuhle. Jedoch wurden die Schuttmassen schon vor dem Ende des Rotliegenden weitestgehend wieder abgetragen und blieben nur an wenigen Stellen in lokalen
Senken kleinräumig erhalten. Andeutungsweise läßt sich die ehemalige Verbreitung des Rotliegenden noch an roten Lehmdecken, den Verwitterungsresten der permischen Landoberfläche, und an geröteten Tonschiefern und Grauwacken des Karbons erkennen (vgl. KULICK
1997b:18, in der Karte nicht dargestellt).
15
Die Goldführung der Lagerstätte Eisenberg ist an Störungszonen innerhalb dieser Gesteinsfolgen gebunden
(vgl. Kap. 3.6.1.).
68
Die Ablagerungen des Zechsteins nehmen einen breiten Streifen am Ostrand des Rheinischen
Schiefergebirges ein. Auch das Schiefergebirge selbst ist z.T. noch von ihnen überlagert.
Gesteine des Z1 (Werra-Folge) finden sich am Ostrand des Schiefergebirges westlich
Lengefeld, am Klusenberg nördlich Goldhausen sowie östlich Nordenbeck und Ober-Ense auf
der Goddelsheimer Hochfläche. Außerdem stehen sie bei Dorfitter und südlich der Stadt Korbach recht großflächig an der Erdoberfläche an. Den unteren Abschnitt dieser Schichtenfolge
bildet im Untersuchungsgebiet der meist weißgraue, oft als Schill- oder Bryozoenkalk ausgebildete Productuskalk (T1Ca), der von wulstigen, bituminösen Kalksteinbänken des Ca1
(„Stinkkalke“) überlagert wird, die im unteren Teil des Profils einen hohen Anteil an Kupfererzen enthalten („Kupfermergel“, T1). Letztere sind faulschlammähnliche Bildungen tieferer
Meeresbereiche, die im schlecht durchlüfteten, H2S-reichen Wasser unter euxinischen Bedingungen16 durch Ausfällung von Kupfer-, Blei-, Zink-, Silber- und anderen Erzen entstanden
(vgl. KULICK 1997a:52). In einzelnen Gebieten wurde der Kupfermergel bis ins 19. Jahrhundert hinein abgebaut. Pingen und Abraumhalden als Relikte des ehemaligen Kupferschiefertagebaus finden sich noch am Schanzenberg südlich Korbach und südwestlich Ober-Ense
(vgl. Kap. 3.6.2. und Karte 6). Zum Hangenden setzt sich der Ca1 in das bis zu 45 m mächtig
werdende Randkarbonat (A1Ca, „Rand- oder Schaumkalk“) fort. Hierbei handelt es sich um
oolithische, dick gebankte, helle Kalk- und Dolomitsteine, die in Schwellenbereichen in fossilreiche Schwellenkarbonate oder kleinere Bryozoenriffe (z.B. Hollefelsen südwestlich Dorfitter, außerhalb des Untersuchungsgebietes) übergehen (vgl. KULICK 1991:18). Schon in
der Vergangenheit wurden diese Randkalke gern als Bausteine verwendet, die Natursteinbauten Korbachs (Stadtbefestigung, Steinhäuser, Kirchen) sind allesamt aus ihnen errichtet worden.
Nach der mächtigen Karbonatsedimentation im Z1 erfolgte eine europaweite Regression des Zechstein-Meeres, wobei randliche Gebiete wie die Korbacher Bucht trockenfielen.
Die verstärkte Erosion auf dem Festland führte zur Einschwemmung roten Tonmaterials in
den Küstenbereich, in welches örtlich karbonatische, sulfatische, sandige oder konglomeratische Knollen bzw. Bänke eingelagert sind (vgl. GEOL. LANDESAMT NRW 1989:20). Eingeschaltete Gips-Bänke wurden beispielsweise südwestlich der Enser Warte am linken
Marbeck-Ufer abgebaut, hier finden sich eine Reihe von Schachtpingen als Hinweis auf diese
Tätigkeit (vgl. Karte 6). Auch bei der folgenden Transgression des Staßfurt-Meeres (Z2) hielt
diese Sedimentation zunächst an, weshalb die tonigen Schichten als Übergangsbildung zwi-
16
O2-arm, H2S-reich
69
schen Werra- und Staßfurt-Folge angesehen werden können (T1r - T2). Im Untersuchungsgebiet stehen sie entlang des Kuhbaches zwischen Korbach und Dorfitter sowie an der unteren
Marbeck an. Weitere Fundpunkte befinden sich südlich Goldhausen auf der Goddelsheimer
Hochfläche.
Den Z2 repräsentiert bei Korbach der bis zu 10 m mächtige Hauptdolomit („Kavernöser Kalk“, Ca2). Er ist ein weißgrauer, partiell massig-ungeschichteter und örtlich dolomitischer Kalkstein, dessen vermutlich auf Auslaugungsprozesse von Gips, Anhydrit oder Halit
zurückzuführende Löcher ihm seinen Namen gegeben haben (vgl. KULICK 1997a:80). Im
Untersuchungsgebiet ist er nur relativ kleinflächig anzutreffen, begrenzt jedoch durchgehend
den T1r - T2 zu den im folgenden beschriebenen Gesteinen des T2r - T3. In der Karte sind
aufgrund der Darstellbarkeit jedoch nur größerflächige Vorkommen am Knappenberg nordwestlich Dorfitter und auf der Goddelsheimer Hochfläche südlich Goldhausen eingezeichnet.
Die Situation im Übergang Z2 - Z3 ist mit jener gegen Ende des Z1 vergleichbar. Erneut kam es zu einer Regression und zur Ablagerung von braunroten und grüngrauen Tonsteinen („grauer Salzton“) mit eingelagerten Karbonaten oder Sulfaten, die örtlich auch als
semiterrestrische, fluviatile Konglomerate oder Sandsteine ausgebildet sind. Diese Gesteine
werden als T2r - T3 bezeichnet und sind ebenfalls entlang von Marbeck und Kuhbach sowie
auf der Goddelsheimer Hochfläche zu finden. Daneben liegen sie noch zwischen Korbach und
Lelbach an der nördlichen Grenze des Untersuchungsgebietes an der Erdoberfläche.
Die Gesteine des Z3 (Leine-Serie) besitzen neben denen des Z1 im Untersuchungsgebiet die größte Flächenausdehnung der anstehenden Zechstein-Sedimente. Es handelt sich
überwiegend um gelbgraue, unebenplattige Dolomite, die örtlich auch durch Platten-, Röhrchen- oder Schillkalke sowie Sand- und Schluffsteine oder Konglomerate vertreten sein können. Sie werden unter dem Begriff Plattendolomit (Ca3) zusammengefaßt und finden sich
südlich und westlich der Stadt Korbach. Zum Hangenden gehen sie wie schon die Karbonate
des Z1 und Z2 in tonige Schichten von roter Farbe über („roter Salzton“, T3r - T4), die in der
Karte allerdings nicht gesondert dargestellt sind.
Die permische Sedimentation wird abgeschlossen durch die sog. Grenzsande. Im unteren Abschnitt (zs,c) bestehen sie aus violettbraunen, sandigen, meist karbonatisch (z.T. auch
kieselig) gebundenen Konglomeraten mit Gerölldurchmessern von bis zu 10 cm. Ihre einzelnen Komponenten bestehen sowohl aus Zechstein-Material als auch aus Gesteinen des
Grundgebirges (Kieselschiefer, Grauwacke, Tonschiefer, Quarz, Diabas), die ein nahegelegenes Herkunftsgebiet im heutigen Schiefergebirge vermuten lassen. Im oberen Bereich (zs,s)
gehen die Konglomerate in rote und gelb-weiße, sandig-schluffige, geschichtete Sedimente
70
über, die zum hangenden Buntsandstein überleiten. Zusammenfassend lassen sich diese Gesteine als semiterrestrische (fluviale bis litorale) Randfazies des Z4 bis Z8 bezeichnen. Sie
stehen großflächig bei Nieder-Ense, Dorfitter und Korbach an, auf der Goddelsheimer Hochfläche finden sich nur isolierte Einzelvorkommen (z.B. in Erdfällen innerhalb der ZechsteinKarbonate, vgl. Kap. 3.3.2.2.).
Sedimente des Buntsandsteins finden sich im Untersuchungsgebiet östlich der Stadt Korbach
(vgl. Karte 2). Sie gehören allesamt dem Unteren Buntsandstein an, namentlich der Calvörde(= Korbach-) und der Bernburg- (= Waldeck-) Folge. Bedingt durch ihre unterschiedliche
Beschaffenheit (geomorphologisch hart oder weich) bilden sie hier – zumindest in Ansätzen –
ein Schichtstufenrelief (vgl. Kap. 3.3.2.3.).
Der Korbach-Sandstein (Unterer Bausandstein) nimmt nur relativ wenig Fläche rings
um die in der Holzhausen anstehenden Grenzsande ein. Er ist ein braunroter, feinkörniger,
dünnbankig bis plattiger Sandstein, der vereinzelt kleinere Gerölle enthält und mit dünnen
Tonsteinlagen wechsellagert. Er geht zum Hangenden in den Korbach-Porensandstein, einen
gelblichbraunen, eisenrindigen Sandstein mit braungelben Poren, über. Weitaus größere Flächen am östlichen Rand des Untersuchungsgebietes bei Strothe nehmen die KorbachFlaserschichten ein. Es handelt sich um rötlich-bunte, flaserig vermischte Ton- und Sandsteine, die aufgrund ihrer relativ geringen Verwitterungsresistenz große Verebnungsflächen östlich der Stadt Korbach (auch außerhalb des Kartiergebietes) und flache, vom Höhenrücken
der Korbacher Marke herablaufende Riedel bilden.
Über diese Verebnungen hebt sich der schon angesprochene Höhenzug der Marke
zwischen Strothe und Korbach heraus. Er wird von den harten und erosionsresistenten
Schichten des Weißen-Plattensandsteins und Porensandsteins der Waldeck-Folge gebildet. Es
handelt sich um graugrün-weißliche bzw. rötliche, fein- bis mittelkörnige Sandsteinbänke mit
eingeschalteten dünnen, blättrigen Tonsteinlagen (vgl. KULICK 1997a:111).
Ablagerungen des Tertiärs können im Untersuchungsgebiet nicht nachgewiesen werden.
Quartäre Sedimente sind dagegen weit verbreitet. Fast alle Gesteine sind von einer m.o.w.
mächtigen Decke aus pleistozänem Fließerdematerial überdeckt (vgl. Kap. 2.2. und 2.4.).
Diese Schuttdecken, die meist mit Lößlehm vermischt sind, erreichen v.a. in der Ausräumungssenke von Itter und Marbeck zwischen Ense und Lengefeld eine große Mächtigkeit
(über 0,8-1,5 m, z.T. bis zu 5 m, vgl. KULICK 1997a:136). Auch in Dellen und in den Tälern
der Bäche und Flüsse sind erwähnenswerte Vorkommen zu verzeichnen. Geringmächtigere
71
Schutt- oder Lößlehmdecken sind auf der Karte nicht eingetragen, da in diesem Fall der präquartäre, autochthone Gesteinsuntergrund seinen prägenden Einfluß auf Relief und Hydrologie noch nicht verloren hat und auch die landwirtschaftliche Inwertsetzung noch maßgeblich
beeinflußt.
Ähnliches gilt für die fluviatilen Sedimente des Pleistozäns (Terrassenreste). Auf ihre
Darstellung in der geologischen Karte wurde ebenfalls verzichtet, obwohl sie zwischen Kuhbach und Marbeck und entlang der Werbe-Quellbäche im zentralen und östlichen Untersuchungsgebiet sehr wohl anzutreffen sind. Da sie jedoch für die Morphogenese des Raumes
durchaus wichtige Hinweise liefern und dementsprechend eine große Bedeutung besitzen,
werden sie in den Kapiteln 3.3.2.2. und 3.6.3. erneut anzusprechen sein.
Als letzte Einheit sind hier die quartären Ablagerungen innerhalb der Dellen, Talanfänge und Täler des Untersuchungsgebietes zu nennen. Hierbei handelt es sich im wesentlichen auch um pleistozänen Solifluktionsschutt, der jedoch in den Fluß- und Bachauen von
fluvialen Sedimenten wie holozänem Hochflutlehm (Auenlehm) überdeckt wird. Diese bestehen überwiegend aus Lehm, Schluff, Sand oder Kies und können mehrere Meter mächtig
werden. In den Dellen und Trockentälern liegen statt des Hochflutlehmes m.o.w. mächtige
holozäne Abschwemm-Massen, die von den (landwirtschaftlich genutzten) Hängen in der
näheren Umgebung eingetragen wurden. Häufig sind diese jedoch nicht von dem unterlagernden Solifluktionsschutt zu trennen (vgl. KULICK 1997a:139). Alle diese holozänen Sedimente sind in der geologischen Karte zusammengefaßt, wobei sich ihre Darstellung aus Gründen
der Übersichtlichkeit neben den Fluß- und Bachtälern auf die größeren Dellen und Trockentäler beschränkt.
3.2.2. Tektonik
Die geologische Gliederung des Untersuchungsgebietes wird im wesentlichen durch dessen
tektonischen Aufbau bedingt. Prägendes Element ist dabei die mit starken Zerrungserscheinungen parallel zum im wesentlichen eggisch verlaufenden Rand des Rheinischen
Schiefergebirges verbundene saxonische Bruchtektonik, in deren Folge die erwähnte Dreigliederung des Arbeitsgebietes in paläozoisches Grundgebirge sowie die Zechstein- und
Buntsandsteinlandschaften entstand. Demgegenüber steht die weniger auffällige sudetische
Faltentektonik im Gebiet des Unterkarbons (vgl. KULICK 1997a:142 und Abb. 2). Auf letztere wurde in Kap. 2.1.2.1 schon genügend eingegangen (Lengefelder Mulde, Medebach72
Goldhausener Sattel), so daß in diesem Zusammenhang nur die mesozoisch-tertiäre Bruchtektonik näher erläutert werden soll.
Das Untersuchungsgebiet wird von zwei großen, m.o.w. nord-süd verlaufenden Störungen gequert. Im Westen ist dies der Eisenberger Abbruch, der das Grundgebirge und die
Goddelsheimer Hochfläche vom Zechstein der Ense-Scholle trennt. Diese wird im Osten
durch den Westheimer Abbruch vom Buntsandstein der Meineringhausener Scholle abgegrenzt.
Der Eisenberger Abbruch erreicht bei Lengefeld mit etwa 200 m die größte Sprunghöhe. Zur Zeit des Z1 war er sicherlich noch nicht vorhanden, da Fazies und Mächtigkeit der
Sedimente auf der Goddelsheimer- wie auf der Korbacher Hochfläche gleich sind. Erst in den
jüngeren Schichten des Z2 - 3 und Z3 setzt westlich der Verwerfung eine sandigkonglomeratische Fazies ein, und die Mächtigkeit des Ca3 nimmt schlagartig ab. Zu jener
Zeit müssen also erstmals vertikale Bewegungen an dieser Linie stattgefunden haben, die
kimmerisch (Jura) und kretazisch wiederbelebt wurden und wahrscheinlich bis ins Altpleistozän hinein andauerten (vgl. KULICK 1997a:153).
Ähnliches gilt nach SCHRIEL (1954:244) auch für den Westheimer Abbruch. Kimmerisch angelegt, ist auch er in der Folgezeit wiederbelebt worden und während des Tertiärs
mehrfach wieder aufgerissen. Z.T. ist er in verschiedene Staffelbrüche aufgespalten oder wird
treppenförmig seitlich versetzt, wie es im Gebiet des Streitholzes östlich der Stadt Korbach
der Fall ist. Örtlich ist es entlang der Störung auch zu kleineren, grabenförmigen Einbrüchen
gekommen, so z.B. im Gebiet der Korbacher Marke (Marker Graben).
Die zwischen Eisenberger- und Westheimer Abbruch gelegene Ense-Scholle fällt antithetisch nach Westen zum Schiefergebirge hin ein. Ihr stärker herausgehobener Ostteil wird
auch als Itterhorst bezeichnet, der durch mehrere kleinere Verwerfungen etwa entlang einer
Linie Korbach-Dorfitter nach Westen begrenzt wird. In ihm springt das Kulm des Kellerwaldes von Süden her bis an die Grenze des Arbeitsgebietes heran. Der westliche, demgegenüber
relativ abgesunkene Teil der Ense-Scholle hingegen wird von jüngeren Sedimentschichten
aufgebaut, die entsprechend der Neigung der Scholle zum Schiefergebirge hin einfallen. Aufgrund der tektonischen Schutzlage ist hier unter den mächtigen Solifluktions- und Schwemmschutten östlich des Eisenberger Abbruchs sogar Buntsandstein erhalten geblieben.
73
3.3. MORPHOLOGIE UND MORPHOGENESE DES UNTERSUCHUNGSGEBIETES
Nachdem in den vorangegangenen Kapiteln mit Geologie und Tektonik zwei Faktoren dargelegt wurden, die für die Gestaltung der Oberflächenformen im Untersuchungsgebiet eine
maßgebliche und ursächliche Bedeutung besitzen, soll nun die Morphologie der näheren Umgebung der Stadt Korbach dargestellt und – soweit möglich – auch bezüglich ihrer Genese
beschrieben werden. Hilfreich waren dabei v.a. die Arbeiten von KÖRBER (1953), KULICK/SEMMEL (1967) und KULICK (1997a), die jedoch bei einer relativ großräumigen
Betrachtung stehenbleiben. Eine detaillierte, großmaßstäbige geomorphologische Kartierung
dieses Raumes gibt es bisher noch nicht, so daß umfangreiche Geländearbeiten nötig waren,
die im folgenden bezüglich ihrer Methodik und Ergebnisse beschrieben werden sollen.
3.3.1. Methodische Vorgehensweise
Um einen Überblick über die Oberflächenformen des Untersuchungsgebietes zu bekommen,
wurde zunächst eine Übersichtsbegehung in den verschiedenen Teilräumen durchgeführt.
Dabei wurden neben dem Gewässernetz und den zugehörigen Hang- und Talformen alle
morphologischen Groß- und Kleinformen wie z.B. Kanten, Böschungen, Dellen und andere
Tiefenlinien, Karstphänomene oder Steinbrüche und andere anthropogene Reliefelemente
aufgenommen und im Maßstab 1:10000 kartiert. Grundlage für dieses Vorgehen war die
Geomorphologische Kartieranleitung von LESER/STÄBLEIN (1975), wobei Umfang und Art
und Weise der Geländeaufnahme sowie die Legende der daraus entstandenen geomorphologischen Karte 1:25000 (vgl. Karte 6) der Aufgabenstellung der Arbeit sowie den vor Ort
gegebenen Bedingungen angepaßt wurden. Außerdem ließ der kleinere Maßstab der Endkarte
die Darstellung aller ursprünglich kartierten Reliefelemente (z.B. Dellen und Böschungen)
nicht zu, so daß hier eine Beschränkung auf die auffälligeren Formen erfolgen mußte.
Schließlich wurden auf Grundlage der topographischen Karte 1:25000 eine Hangneigungsund eine Höhenschichtkarte erstellt (vgl. Karten 3 und 4).
Die hieraus gewonnenen Erkenntnisse ermöglichten es nun, einzelne für das Gebiet typische
sowie besondere Reliefelemente auszugliedern, die anschließend einer genaueren
morphogenetischen Untersuchung unterzogen wurden. Bei der Auswahl dieser näher zu
untersuchenden Formen spielten vor dem Hintergrund der Themenpfadplanung auch ihre
74
Formen spielten vor dem Hintergrund der Themenpfadplanung auch ihre Erkennbarkeit im
Gelände und die infrastrukturelle Erreichbarkeit eine wichtige Rolle. Nur durch diese Beschränkung auf wenige, dafür aber beispielhafte Formen war es möglich, trotz der Größe und
naturräumlichen Heterogenität des Untersuchungsgebietes einen m.o.w. vollständigen Überblick über dessen Ausstattung zu erhalten, da eine flächendeckende morphogenetische Kartierung in dem zeitlich begrenzten Rahmen einer Diplomarbeit nicht zu leisten war.
Bei der morphogenetischen Untersuchung wurde nach dem Catena-Prinzip vorgegangen.
Durch ausgewählte Reliefelemente wurden Querprofile gelegt, entlang derer mit Hilfe eines
Pürkhauer-Bohrstockes Bodenprofile erbohrt wurden (vgl. Karte 5). Die Endteufe betrug im
Regelfall 1 m, bei Bedarf wurde mit einem längeren Bohrstock auf bis zu 2 m gebohrt. Der
Abstand zwischen den einzelnen Bohrpunkten lag meist nur bei wenigen Metern.
Mit Hilfe von feldbodenkundlichen Methoden, wie sie in der Bodenkundlichen Kartieranleitung (AG BODEN 1994) beschrieben sind, wurden nun verschiedene Bodenhorizonte
und/oder Schichten ausgegliedert, diese zwischen den einzelnen Bohrungen parallelisiert und
daraus Ergebnisse über die Morphogenese der einzelnen Formen abgeleitet. Trotz der dabei
auftretenden Schwierigkeiten (vgl. Kap. 3.3.2.5.) war es mittels der Feldbodenkunde möglich,
die verschiedenen Schuttdecken oder Fließerden sowie den Zersatz der anstehenden Gesteine
mit einer hinreichenden Genauigkeit unterscheiden und gesicherte Aussagen über die Genese
der einzelnen Schichten sowie der Gesamtform treffen zu können, so daß labortechnische
Methoden größtenteils nicht nötig wurden. Eine Ausnahme bildete hier die im Steinbruch
Fisseler oberhalb der Korbacher Spalte aufgeschlossene Profilwand, die aufgrund einer umfangreicheren Fragestellung auch einer genaueren Untersuchung bedurfte (vgl. Kap. 3.6.3.).
Die Aufarbeitung der Ergebnisse erfolgt in Form von Profilzeichnungen, denen die einzelnen
Bohrprofile zugeordnet sind. Letztere sind dabei folgendermaßen dargestellt:
75
Nummer der Bohrung
Legende:
Farben = Hauptbodenart des Fein-
Endteufe
bodens oder besondere
Horizonteigenschaften
Signaturen = weitere Merkmale
Neigung u. Exposition
H
o
r
i
z
Horizontbezeichnung, Bodenart des Feinbodens, Skelettgehalt
o
Bodenfarbe (feucht) nach Munsell-Farbtafeln, Karbonatgehalt des Feinbo-
n
Besondere
t
Merkmale
i
e
r
u
n
g
Bodentyp
Abb. 8: Darstellung der Ergebnisse der Bodenbohrungen, Abkürzungen und Bezeichnungen
nach AG BODEN (1994)
Die aus der Literatur, der Übersichtsbegehung und der genaueren morphogenetischen Felduntersuchung gewonnenen Erkenntnisse über die Morphologie des Untersuchungsgebietes
und ihre Entstehung sollen in den folgenden Kapiteln erläutert werden.
76
3.3.2. Die Ergebnisse der geomorphologisch-morphogenetischen Kartierung
3.3.2.1. Morphographischer Überblick
Die höchste Erhebung im Untersuchungsgebiet ist der 560 m hohe Eisenberg bei Goldhausen
(R 348800/H 567960). Er krönt eine markante Bruchstufe, den Eisenberger Abbruch, der die
kuppigen, von der variszischen Orogenese geprägten Formen des Rheinischen Schiefergebirges im Nordwesten sowie die im Südwesten gelegene Goddelsheimer Hochfläche vom tiefer
gelegenen (durchschnittlich 380 m ü. NN) und m.o.w. ebenen Relief der östlich anschließenden Korbacher Hochfläche trennt. Eine weitere, im Untersuchungsgebiet nicht ganz so deutlich in Erscheinung tretende Bruchstufe, der Westheimer Abbruch, leitet östlich der Stadt
Korbach zum hier nochmals etwa 50 m tiefer liegenden Sachsenhäuser Hügelland über. In
diese Flächen haben sich die Quell- und Nebenflüsse von Itter und Werbe z.T. stark eingetieft, dementsprechend liegt der tiefste Punkt des Untersuchungsgebietes mit ca. 319 m ü. NN
auch ganz in seinem Südosten am Zusammenfluß von Kuhbach und Itter (R 349260/H
567730). Daraus resultiert ein maximaler Reliefunterschied von 241 m, der sich jedoch nicht
gleichmäßig verteilt, sondern an den Bruchstufen und Tälern konzentriert (vgl. Karte 4).
Übergeordnetes Bauprinzip des Untersuchungsgebietes ist also eine dreistufige Treppe, die
vom am höchsten gelegenen Ostrand des Schiefergebirges über die Korbacher Fläche zum
tiefergelegenen Sachsenhäuser Hügelland überleitet. Die einzelnen Stufen dieser Treppe weisen dabei aufgrund ihrer Geologie und Morphologie einen jeweils deutlich unterschiedlichen
Charakter auf: Das Mittelgebirgsrelief des Schiefergebirges, der Rumpfflächencharakter der
Korbacher Hochfläche und das Schichtstufenrelief des Sachsenhäuser Hügellandes. Die einzelnen Reliefelemente der Treppenstufen, wie z.B. Flachstrukturen, Täler oder Dellen, wurden dabei zu unterschiedlichen Zeiten der Vergangenheit, vorzugsweise während des Tertiärs
und Quartärs, in unterschiedlicher Weise und Stärke geformt. Die dabei herrschenden Prozesse und die durch sie geschaffenen Formen werden in den folgenden Kapiteln dargestellt.
77
3.3.2.2. Rumpfflächen
Flachstrukturen erreichen im Untersuchungsgebiet eine weite Verbreitung (vgl. Karten 3 und
4). Neben den ausgedehnten Formen der Goddelsheimer- und der Korbacher Hochfläche finden sie sich, wenn auch nur in begrenzter Ausdehnung, ebenfalls im Grundgebirge des Ostsauerländer Gebirgsrandes. Diese Formen, die in der Literatur als Rumpfflächen(reste)
bezeichnet werden (vgl. Kap. 2.2.2.), sind als Altformen zu bezeichnen, die in erdgeschichtlicher Vergangenheit unter anderen Klimabedingungen als den heutigen entstanden und in jüngerer Zeit m.o.w. stark überprägt worden sind. Die Entstehungsbedingungen wurden in Kap.
2.2.2. schon ausführlich behandelt, so daß hier Beschreibung und Deutung der Formen genügen soll.
Permische Rumpfflächenreste sind im Gelände zumindest morphologisch nicht auszumachen.
In der Geologischen Karte 1:25000 Blatt Goddelsheim (HESSISCHES LANDESAMT FÜR
BODENFORSCHUNG 1997b) ist allerdings im Gebiet der Silberkuhle, im Quellgebiet der
Marbeck sowie am Klusenberg in etwa 450-490 m ü. NN eine oberflächliche Rotfärbung der
anstehenden karbonen Grauwacken und Tonschiefer eingetragen, die als Verwitterungserscheinung aus der Zeit des Rotliegenden gedeutet wird (vgl. KÖRBER 1956:19 & KULICK
1997a:44) und somit die ehemalige Landoberfläche nachzeichnen könnte. Z.T. sollen in diesen Bereichen sogar fossile Rotlehmreste erhalten sein, die bei eigenen Sondierungen allerdings nicht angetroffen werden konnten.
Anders sieht die Situation bei den tertiären Rumpfflächenresten aus. Am besten erhalten ist
das tertiäre Relief sicherlich in der Korbacher Hochfläche. Sie liegt zwischen Eisenberger
Abbruch im Westen und Westheimer Abbruch im Osten und reicht etwa von der nördlichen
Stadtgrenze Korbachs bis weit über die südliche Grenze des Untersuchungsgebietes hinaus. In
rund 380-400 m Meereshöhe gelegen ist sie ein klassisches Beispiel für eine echte Rumpffläche, die sich unabhängig von Gesteinsunterschieden im Untergrund als flachwellige Landoberfläche ausbilden und diesen Charakter bis heute größtenteils bewahren konnte (vgl. Foto
3). Besonders gut verdeutlicht dieses ein Nord-Süd-Profil östlich der Stadt Korbach aus dem
Gebiet der Korbacher Marke bis nach Obernburg und Marienhagen. Es beginnt im Buntsandstein und zieht sich über die verschiedenen Zechsteinsedimente ohne größere Niveauunterschiede bis in das Kulm des nördlichen Kellerwaldes hinein.
78
Abb. 9: Profil durch die Korbacher Hochfläche (aus SEMMEL 1995:337, verändert)
KÖRBER (1956:57ff) zerlegt die Korbacher Fläche in drei selbständige, verschieden
alte Flächenniveaus, von denen im Untersuchungsgebiet allerdings nur zwei anzutreffen sind.
Ihr Ostteil auf der Wasserscheide zwischen Itter und Werbe bzw. Aselbach gehöre demnach
zur Oberen Waldecker Fläche (ca. 420 m ü. NN), das in etwa 390 bis 400 m ü. NN gelegene
Plateau zwischen Korbach und Dorfitter dagegen zur Unteren Waldecker Fläche.17 Die tiefer
gelegenen westlichen Abschnitte der Korbacher Fläche bildeten dagegen kein eigenständiges
Niveau, sondern seien durch die starke Quellerosion des Itter-Marbeck-Systems auf diese
Höhe erniedrigt worden. Demgegenüber lehnen KULICK/SEMMEL (1967:152) eine Teilung
der Hochfläche in drei verschiedene Niveaus ab, v.a. deshalb, weil Rumpfflächen, sowohl die
rezenten wie die fossilen, in sich sehr wohl durch Spülmulden deutlich gegliedert sein könnten und somit auch verschiedene Höhenniveaus in sich vereinen könnten.
Wenn auch in diesem Punkt zwischen den verschiedenen Autoren Uneinigkeit
herrscht, ist die tertiäre Entstehung der Korbacher Fläche wissenschaftlich unstrittig. So finden sich nach KULICK (1997a:125f) südöstlich Nieder-Ense, etwa 1 km außerhalb des Untersuchungsgebietes, noch Reste fossiler Rotlehme, deren Entstehung durch intensive
tropische Tiefenverwitterung während des Tertiärs angenommen wird. Z.T. werden auch die
roten, tonig-lehmigen Füllmassen von karstischen Spalten und Schlotten in den Zechsteinkarbonaten, die in vielen Steinbrüchen der näheren Umgebung von Korbach aufgeschlossen sind,
als tertiäre Verwitterungsrückstände angesehen. Hierauf soll in Kap. 3.6.3.3. noch näher eingegangen werden.
17
Das dritte Niveau KÖRBERs, die Höhnscheid-Fläche, liegt nochmals rund 40 m oberhalb der Oberen Waldecker Fläche.
79
Die Goddelsheimer Hochfläche zeigt ein ganz ähnliches Bild. Auch bei ihr handelt es sich um
eine ausgedehnte, flachwellige Ebenheit, die jedoch in ihrer Gesamtheit westlich des Eisenberger Abbruchs und somit insgesamt höher liegt als die Korbacher Fläche. Ihr im Untersuchungsgebiet befindlicher nördlicher Teil wird nach KÖRBER (1956:59f) von der in etwa
460 bis 470 m ü. NN gelegenen Oberen Waldecker Fläche gebildet, während der südliche Teil
von der tieferen Unteren Waldecker Fläche eingenommen wird. Tatsächlich sind größere
Flächenreste in der angegebenen Höhenlage v.a. am Eisenbergsüdhang sowie auf den Talwasserscheiden südlich des Teufelshohls und bei Punkt 475.0 in der Südwestecke des Untersuchungsgebietes erhalten, was KÖRBERs Aussage unterstützt. Aus dem Höhenunterschied
zwischen Goddelsheimer und Korbacher Hochfläche läßt sich somit auf einen Verwerfungsbetrag des Eisenberger Abbruchs von etwa 50 m nach Ausbildung der Oberen Waldecker
Fläche, die von KÖRBER ins Miozän gestellt wird, schließen.
Beide hier beschriebenen Rumpfflächen sind aufgrund ihres vorteilhaften Reliefs (ausgedehnte Ebenheiten) und der günstigen geologisch-pedologischen Bedingungen (Zechsteinkarbonate sowie lößlehmhaltige, pleistozäne Fließerden) intensiv landwirtschaftlich genutzt. Sie sind
ein klassisches Beispiel für eine ausgeräumte Agrarlandschaft. Hecken oder sonstige Gehölzinseln haben sich nur auf überwiegend anthropogen geschaffenen Stufen wie Weg- oder Straßenböschungen und Ackerrainen erhalten können. Das Marbecktal bildet hier die einzige
Ausnahme (vgl. Kap. 3.5.). Allerdings fallen auf der Goddelsheimer Hochfläche neben einem
größeren Wäldchen inmitten der Ackerflächen kleinere, rundliche Gehölzinseln auf, die weder an das Wege- noch an das Ackernetz gebunden sind. Hierbei handelt es sich um Erdfälle
und Dolinen, die durch Auslaugung der sulfatischen und karbonatischen Gesteine im Untergrund entstanden sind (vgl. Karte 6.). Ihr Grund liegt mehrere Meter unter der Geländeoberfläche, weshalb sie landwirtschaftlich nicht genutzt werden können und baumbestanden sind.
Einer dieser Erdfälle, der bei weitem größte, muß schon sehr alt sein, da er in seinem Inneren
Gesteine (Grenzsandsedimente) konserviert hat, die jünger sind als die umgebenden Karbonate. Er muß also mindestens schon im Tertiär zur Zeit der Bildung der Goddelsheimer Hochfläche bestanden haben. Heute fällt er morphologisch nicht mehr auf und ist, wie seine
Umgebung, ackerbaulich genutzt. Andere Formen scheinen dagegen wesentlich jünger zu
sein, was man aus ihren noch relativ steilen Wänden schließen kann. KÖRBER (1956:60)
beschreibt z.B. eine rezente Doline, an deren Wänden im Herbst 1952 2 bis 3 m mächtige
Zechsteinletten und –konglomerate aufgeschlossen waren.
80
Die Rumpfflächenreste im Schiefergebirge treten gegenüber den bisher beschriebenen Formen in Flächenausdehnung und Erkennbarkeit im Gelände deutlich zurück. Dennoch sind sie
vorhanden und erlauben bei näherer Betrachtung interessante Einblicke in die Morphogenese
am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges.
Legt man die Gliederung von KÖRBER (1956) zugrunde, lassen sich im Schiefergebirgsteil des Untersuchungsgebietes mindestens zwei verschiedene Rumpfflächenniveaus
ausmachen: Eines in 460 bis 475 m ü. NN, das andere in 490 bis 505 m ü. NN. Evtl. ist sogar
ein drittes in ca. 440 bis 450 m ü. NN vorhanden. Das mittlere dieser Niveaus läßt sich analog
zur Goddelsheimer Hochfläche, die ja westlich des Eisenberger Abbruchs liegt und so in bezug auf die Höhenangaben dem Grundgebirsteil gleichzusetzen ist, als Obere Waldecker Fläche bezeichnen. Das darüberliegende Niveau entspräche dann der Höhnscheid-Fläche, das
tiefergelegene der Unteren Waldecker Fläche. Die von KÖRBER (1956:59) für die Korbacher
Hochfläche angegebenen Höhenunterschiede von ca. 25 m zwischen Unterer- und Oberer
Waldecker Fläche sowie von etwa 40 m zwischen Oberer Waldecker Fläche und dem Höhnscheid-Niveau stützen diese Zuordnung.
Fährt man auf der L 3083 von Korbach in Richtung Lengefeld, so fällt auf, daß der ansonsten
sehr geschlossene Eisenberger Abbruch nördlich des Eisenberges eine deutliche Schwächestelle in Form einer breiten Einmuldung aufweist. Folgt man der Straße weiter nach Südwesten, so gelangt man durch das tief in diese breite Mulde eingeschnittene Marbecktal und über
die sanfte Paßhöhe des Hängetales in eine breite, zwischen zwei Höhenzügen eingebettete,
südwest-nordost ausgerichtete Ausraumzone, die teilweise von kleineren Bächen nach Westen zur außerhalb des Untersuchungsgebietes liegenden Aar entwässert wird, teilweise aber
auch trocken liegt. Diese breite Ausraumzone und die sie begrenzenden Höhenzüge folgen
den variszisch streichenden Sattel- und Muldenstrukturen des Rheinischen Schiefergebirges
(vgl. Foto 2). Sie selbst ist in den leichter ausräumbaren Tonschiefern des Karbons angelegt,
während die nördliche Flanke (z.B Eichholz, Welsches Lied) durch einen Härtlingszug aus
Grauwacken gebildet wird. Die südliche Flanke besteht aus Kiesel-, Schwarz- und Alaunschiefern, die den freipräparierten Kern des Medebach-Goldhausener Sattels und aufgrund
ihrer hohen Widerständigkeit ebenfalls einen Höhenzug bilden.
Betrachtet man nun die Anordnung der zuvor beschriebenen Flächenreste in diesem
Gebiet, so fällt auf, daß sie die Ausraumzone an ihren Flanken begleiten und ihren Verlauf
deutlich nachzeichnen. Besonders anschaulich ist dieses bei der Oberen Waldecker Fläche.
Sie bildet die Hangverflachungen am Südhang des Lengefelder Berges sowie am Osthang des
81
Eichholzes an der Nordseite sowie die Flachstrukturen des Klusenberges und des Hübbels an
der Südseite der Ausraumzone. Das Höhnscheid-Niveau tritt weiter im Norden am Lengefelder Berg bei den Punkten 502.0 und 493.7 sowie am Osthang des Welschen Liedes (Beschriftung „Schutzhütte“) bzw. weiter im Süden am Königsstuhl (= spornartiger Ausläufer des
Eisenberges nach Nordosten), im Ortsgebiet von Goldhausen sowie weiter nach Südwesten
bis zum Teufelshohl auf. Zwei Talwasserscheiden innerhalb der Ausraumzone, zum einen das
Hängetal, zum anderen die Verflachung südlich Punkt 438.0 knapp außerhalb des Untersuchungsgebietes, liegen schließlich im Niveau der Unteren Waldecker Fläche.
Es wird deutlich, daß es sich bei dieser Ausraumzone um ein schon im Tertiär angelegtes Altrelief handeln muß. Die Flächenreste sind Reste ehemals breiter, gefällsarmer
„Tal“sohlen, die von außen in das zentralere Schiefergebirge hineinzogen, was nach WILHELMY (1990:136) ein wesentliches Merkmal einer Rumpftreppenlandschaft darstellt und
sich somit mit der herrschenden Modellvorstellung zur Entwicklung des Rheinischen Schiefergebirges im Tertiär deckt. Vernachlässigt man dazu noch die KÖRBERsche Alterseinordnung der Flächen, die ja, wie schon erwähnt, nur relativ unsicher ist, wäre es möglich, diese
Flachstrukturen im Sinne des BÜDELschen Reliefgenerationenmodells als Breitterrassen zu
bezeichnen. Hierbei handelt es sich um Formen, die gegen Ende des Tertiärs unter dem
Einfluß von noch bedeutender Flächenspülung und schon bedeutender Tiefenerosion entstanden und zum ersten Mal das heutige Talnetz andeuteten (vgl. Kap. 2.2.4.). Die Tatsache, daß
die Ausraumzone heute nicht mehr durchgehend von einem Fluß durchflossen wird, ist kein
Grund, von dieser Theorie abzuweichen.
Schon ROSCHKE (1971:94ff) vermutet im Gebiet von Korbach einen „Grenzstreit“ zwischen
der Twiste und ihren Nebenflüssen im Norden sowie den verschiedenen Ederzuflüssen wie
z.B. Aar und Itter weiter im Süden. So beschreibt er eine Ausraumzone zwischen Lelbach und
Rhena, zu der auch die im Untersuchungsgebiet liegende Silberkuhle gehört und deutet sie als
ehemaligen Unterlauf einer konsequent ostwärts fließenden Neerdar, die vermutlich damals
zur Itter oder Twiste bzw. deren Vorläufern entwässerte. Dieser Unterlauf sei wahrscheinlich
durch einen linken Nebenbach der Aar angezapft worden, wodurch die Neerdar nach Süden
abgelenkt und zu einem Nebenfluß der Aar wurde. Die Ausraumzone selbst wird heute in
entgegengesetzter Richtung von der wesentlich wasserärmeren Rhena durchflossen, die nach
Südwesten in den heutigen Unterlauf der Neerdar entwässert.
Für die Ausraumzone westsüdwestlich des Klusenberges liegt nun eine ähnliche Vermutung nahe.
82
Der Verlauf der Ogge/Aar im Gebiet des Blattes Goddelsheim (HESSISCHES LANDESVERMESSUNGSAMT 1992) erfolgt in großen Talmäandern, die das variszische Störungssystem nachzeichnen, konsequent nach Osten. Erst nördlich von Eppe biegt sie plötzlich
nach Süden ab und durchbricht östlich von Hillershausen den Höhenrücken des MedebachGoldhausener Sattels. Im Bereich dieses harten Felsriegels verengt sich ihr vorher bis zu 300
m breites Sohlental auf knapp 70 m Breite, und die Talhänge versteilen sich merklich. Es
stellt sich also die Frage, warum es zu dieser abrupten Richtungsänderung und zum Durchbruch durch den Kieselschieferhärtlingszug bei Hillershausen kam.
Wahrscheinlich hat sich hier ein ursprünglich südlich der Härtlingsschwelle entspringender, erosionsstärkerer Fluß mittels rückschreitender Erosion durch den Felsriegel geschnitten und den Oberlauf der Aar angezapft. Die scharfe Umbiegung des Talzuges bei Eppe ist
demnach ein Anzapfungsknie (WILHELMY 1990:114). Hier wurde der Oberlauf der ursprünglich in eine andere Richtung entwässernden Aar zum zurückschneidenden, erosionsstärkeren Fluß umgelenkt. Die zuvor beschriebene Ausraumzone markiert dann den
ehemaligen Unterlauf einer nördlich des harten Felsriegels nach Nordosten fließenden ursprünglichen Aar. Mit ihrer variszischen Ausrichtung paßt sie sich auch sehr gut dem vorhandenen Mäandersystem des rezenten Aar-Oberlaufes an. Die Anzapfung muß zeitlich nach der
Ausbildung der Unteren Waldecker Fläche stattgefunden haben, die ja die Talwasserscheiden
innerhalb der Ausraumzone einnimmt, im KÖRBERschen Zeitgerüst also im frühen Pliozän,
evtl. aber auch später (vgl. oben).
Ein weiteres Indiz für diese Theorie ist auch die Anordnung der drei für die Ausraumzone schon beschriebenen Flächenniveaus im Oberlaufgebiet des Ogge/Aar-Systems. V.a. die
Niveaus der beiden Waldecker Flächen KÖRBERs lassen sich gut bis in das Gebiet von Referinghausen verfolgen. Zur Oberen Waldecker Fläche dürften z.B. der Höhenzug des HeimBerges südlich Nieder-Schleidern, ausgedehnte Hochflächenstrukturen (nord)östlich von Oberschledorn sowie Kramel und Anspel bei Referinghausen, zur Unteren Waldecker Fläche
u.a. Ziegenknapp nördlich Oberschledorn und das Flächenstück bei Punkt 459,8 an der L 854
zwischen Oberschledorn und Düdinghausen gehören. Die Höhnscheid-Fläche würden dann
z.B. das Niveau des Sehler-Berges westlich von Düdinghausen und die Wiedebahn südöstlich
von Referinghausen repräsentieren. Sie steigen, der Neigung des alten Talsystems der Aar
entsprechend, vom Schiefergebirgsrand (Eisenberg) zum Zentrum hin leicht an. Im Raum von
Oberschledorn erreicht die Untere Waldecker Fläche ca. 450 bis 460 m ü. NN, die Obere
Waldecker Fläche etwa 480 bis 490 m ü. NN und das Höhnscheid-Niveau schließlich unge83
fähr 530 bis 540 m ü. NN, womit sie sich den Höhenangaben KÖRBERs aus dem Raum Winterberg-Medebach (vgl. Abb. 3) deutlich annähern.
Der Vergleich dieser Höhenangaben mit denen, die am Gebirgsrand gemacht wurden,
läßt weiterhin erkennen, daß die älteren Niveaus zum Schiefergebirgsinneren hin stärker ansteigen als die jüngeren (Höhnscheidniveau + 40 m, Obere Waldecker Fläche + 20 m, Untere
Waldecker Fläche + 10 m), was evtl. auf eine in diesem Gebiet abnehmende Hebungsintensität des Schiefergebirgsinneren gegenüber seinen Randbereichen gegen Ende des Tertiärs hinweist. Da diese Vermutung der herrschenden Lehrmeinung jedoch eher widerspricht (vgl.
Kap. 2.2.2.) und außerdem nur auf regional äußerst begrenzten Studien beruht, muß sie reine
Spekulation bleiben.
3.3.2.3. Höhenrücken
Neben den schon beschriebenen Grauwacken- und Kieselschiefer-Härtlingszügen im Schiefergebirge weist der Westteil des Untersuchungsgebietes keine weiteren morphologisch
relevanten Höhenzüge auf. Einzig die Bruchstufe des Eisenberger Abbruchs und die
Taleinschnitte von Itter, Marbeck und Kuhbach lockern das anspruchslose Relief der Korbacher Hochfläche etwas auf (vgl. Karte 3). Anders sieht es im Ostteil des Untersuchungsgebietes aus. Der von einem dichten Waldkleid bedeckte Höhenzug der Marke zwischen Korbach
und Strothe und dessen weitere Verlängerung nach Osten in Richtung Höringhausen (Kippe)
hebt sich deutlich über die mittlere Geländeoberfläche im Raum Strothe heraus.
Der Rücken der Marke wird nach Westen und Osten durch Bruchlinien begrenzt. Diese gehören zum Störungssystem des Westheimer Abbruchs, der östlich der Stadt Korbach in
verschiedene Äste aufgespalten ist (vgl. Kap. 3.2.2.). Allerdings ist er nicht seiner Morphologie entsprechend als Horststruktur herausgehoben, sondern bildet einen tektonischen Graben,
der vom Waldeck-Porensandstein eingenommen wird, während östlich und westlich ältere
Gesteine der Korbach-Folge, z.T. sogar noch Grenzsande des oberen Zechsteins, anstehen.
Ein solcher Gegensatz zwischen Morphologie (Höhenzug) und Tektonik (Graben) ist
ein klassisches Beispiel für das geomorphologische Phänomen der Reliefumkehr. Sie tritt ein,
wenn tektonisch stärker gehobene Krustenteile wie Sättel oder Horste durch Abtragung zu
orographischen Vertiefungen erniedrigt oder stärker abgesenkte Schollenteile wie Mulden
und Gräben zu Vollformen herauspräpariert werden. Vorraussetzung dieses Prozesses ist ein
durch tektonische Vorgänge hervorgerufenes Nebeneinander von Gesteinen unterschiedlicher
84
morphologischer Resistenz. Denn wenn sich im Bereich einer abgesunkenen Scholle widerständige Gesteine erhalten haben, die in den umgebenden Hochschollen schon abgetragen
sind, so ist hier die zukünftige Abtragung im Vergleich zum Umland gehemmt und der tektonische Graben wird zum orographischen Horst umgestaltet (vgl. WILHELMY 1990:187).
Im Falle der Marke entspricht der harte Waldeck-Porensandstein der widerständigen
Grabenfüllung, die gegenüber den umgebenden Gesteinen herauspräpariert wurde. Östlich
davon stehen im Raum Strothe die morphologisch weichen Korbach-Flaserschichten an, die
der Abtragung weniger Widerstand entgegensetzen konnten. Dementsprechend ist der Höhenunterschied zwischen Graben und Vorland hier mit 50 bis 90 m auch besonders groß. Auf der
westlichen Grabenseite wird ein ähnlicher Höhenunterschied nur außerhalb des Untersuchungsgebietes zwischen der Marke und dem Tal der Eidinghausen erreicht, weiter südlich im
Gebiet des Streitholzes ist zwischen Vorland und Graben kein Geländeanstieg mehr festzustellen. Neben den dort anstehenden härteren Korbach-Sandsteinen und KorbachPorensandsteinen liegt das v.a. auch an der von Osten angreifenden starken Quellerosion der
Werbe-Nebenbäche, die die in ihrer Breite nach Süden rasch abnehmende Grabenfüllung hier
wirkungsvoller erniedrigen konnte als im Bereich der Marke selbst. Im Gebiet der Holzhausen kam es durch rückschreitende Quellerosion sogar schon zum Durchbruch durch den
Waldeck-Porensandstein bis in die Korbach-Sandsteine und die Grenzsande auf der westlichen Grabenflanke.
Morphologisch dem Ostrand der Korbacher Marke vollkommen gleichgestaltet präsentiert
sich der von der nördlichen Grenze des Untersuchungsteilgebietes nach Osten ziehende Höhenzug der Kippe. Auch hier bestimmt der Gegensatz zwischen harten und weichen Gesteinen das Relief, allerdings fehlt die trennende Bruchlinie. Deshalb muß man in diesem Fall
von einer echten Schichtstufe18 mit Korbach-Flaserschichten als Sockel-, Waldeck-Plattenund -Porensandstein als Stufenbildner sowie einem dazwischenliegenden Quellhorizont (vgl.
Kap. 3.3.2.4.) sprechen. Daß sich oberhalb des Geländeanstiegs keine ausgedehnte Fläche,
sondern nur ein schmaler Höhenzug ausbilden konnte, liegt daran, daß dieses Gebiet nicht nur
von Süden durch die Quellbäche der Werbe, sondern auch von Norden durch die Nebenbäche
der Twiste stark angegriffen und zerlappt wird.
18
Im Gegensatz zur „falschen Schichtstufe“ am Ostrand der Marke, die zwar durch das bruchtektonische Nebeneinander verschieden widerständiger Gesteine angelegt, aber zu einem Großteil wie eine echte Schichtstufe
geformt wurde. Aus diesem Grund machen KULICK/SEMMEL (1967:152ff) auch keinen Unterschied zwischen den Geländestufen der Marke und der Kippe, die sie beide als Schichtstufen bezeichnen.
85
KULICK/SEMMEL (1967:153f) beweisen anhand von Schottervorkommen, die durch
die Werbe auf den von den Höhenzügen der Korbacher Marke und der Kippe ins südöstliche
Vorland ziehenden Riedeln abgelagert wurden, daß in diesem Gebiet schon zu Beginn des
Pleistozäns eine Schichtstufe bestanden habe, die ihr Umland um etwa 50 bis 60 m überragte.
Die in etwa 350 m ü. NN gelegenen Riedel sehen sie als Reste ältestpleistozäner Terrassen
der Werbe an, was sie anhand der hohen Lage über der rezenten Werbeaue sowie der relativ
geringen Höhendifferenz zur tertiären Korbacher Fläche beweisen. Zu dieser Zeit habe auf
dem Höhenrücken noch mittlerer Buntsandstein gelegen, denn in den Schottern lasse sich
anhand des Vorkommens von Avicula, einer triassischen Muschel mit Leitfossilcharakter,
eindeutig Material aus der Volpriehausen-Folge nachweisen. Dieses Schottermaterial konnte
in der Bohrung S1 etwa 500 m nordwestlich des Redhofes (vgl. Kap. 3.4.2.) in den oberen 86
cm angetroffen werden. Wie KULICK/SEMMEL beschreiben, handelt es sich hierbei um
m.o.w. gut gerundete Sandsteine, die durch das massenhafte Auftreten von Eisenschwarten
aus limonitverkrusteten Grobsanden gekennzeichnet sind. Diese Eisenverkittung ist nach
KULICK (1997a:130) typisch für Klüfte und Schichtflächen im Mittleren Buntsandstein und
konnte sich aufgrund ihrer hohen Verwitterungsresistenz in den Terrassen anreichern.
3.3.2.4. Täler
Das gesamte Untersuchungsgebiet gehört zum Einzugsgebiet der Eder. Die westliche Untereinheit wird von der Itter und ihren Quellbächen sowie Marbeck und Kuhbach, die östliche
durch die Werbe und deren Quellbäche entwässert. Die größte Laufstrecke im Untersuchungsgebiet weist die Marbeck auf. Sie mündet zwischen Nieder-Ense und Dorfitter in die
Itter, welche nach dem Zusammenfluß mit dem Kuhbach das Untersuchungsgebiet nach Süden verläßt und bei Herzhausen in die Eder mündet (vgl. Karte 1).
Die Quellgebiete von Itter und Werbe sind auffällig an die großen Nord-SüdVerwerfungen des Eisenberger- und Westheimer Abbruchs gebunden (vgl. KULICK
1997a:14). V.a. viele kleinere Gerinne, die am Eisenberger Abbruch und östlich der Korbacher Marke entspringen, weisen jedoch auch eine deutliche Orientierung an Schichtwechseln
zwischen wasserdurchlässigen und wasserstauenden Gesteinen auf. Zum einen handelt es sich
dabei um Zechsteinkalke, die von undurchlässigeren kulmischen Gesteinen unterlagert werden, zum anderen um die dichten Ton- und Sandsteinfolgen der Korbach-Flaserschichten, die
86
von den durchlässigeren Sandsteinen der Waldeck-Folge überlagert werden. Hier sind also
typische Quellhorizonte ausgebildet.
Die kleinen Gerinne, die am Eisenberger Abbruch beginnen, besitzen durchweg eine
nur sehr kurze Laufstrecke. Sobald sie den Fuß der Bruchstufe erreicht haben, versickern sie
rasch in den mächtigen quartären Schwemm- und Solifluktionsschutten. Demgegenüber ist
das vorübergehende Verschwinden vieler Werbe-Quellbäche auf Drainagemaßnahmen im
Zuge der Flurbereinigungs- und Meliorisationsbestrebungen in den 60er Jahren dieses Jahrhunderts zurückzuführen (vgl. Karte 1).
Im folgenden sollen die größeren Täler von Itter und Marbeck in ihrem Verlauf und mit ihren
zugehörigen Längs- und Querprofilen näher beschrieben werden. Als Orientierungshilfe dient
dazu Abb. 10. Da die Werbe nur mit einem Teil ihrer Quellbäche in das östliche Untersuchungsteilgebiet hineinreicht, soll sie an dieser Stelle vernachlässigt werden.
(Kartengrundlage: TK 1:25000, Blatt 4718 Goddelsheim und 4719 Korbach)
Abb. 10: Verlauf der Itter und ihrer Quell- und Nebenbäche bis zur Einmündung des
Kuhbaches
Die Itter entspringt westlich von Ober-Ense am Eisenberger Abbruch, den sie hier mit einer
engen Kerbe zerschneidet. Gleiches gilt für ihren nördlichen Quellfluß, der den UnterenTiefen-Tal-Stollen südöstlich Goldhausen entwässert und bis Nordenbeck in einem engen
Kerbtal fließt. Im Vorfeld des Eisenberger Abbruchs fließen beide zunächst ohne merkliche
Eintiefung auf der Korbacher Hochfläche. Erst im Gebiet von Nieder-Ense konnten sich flache Muldentäler entwickeln, die im weiteren Verlauf nach Dorfitter allmählich in ein steilwandiges Sohlenkerbtal übergehen (vgl. Karten 3 und 6).
Die Ursache für diese doch recht ungewöhnliche räumliche Abfolge der verschiedenen
Taltypen liegt in der geologisch-tektonischen Ausstattung dieses Gebietes begründet.
87
Die engen Kerbtäler in den Oberläufen sind eine Folge der tektonischen Bewegungen
am Eisenberger Abbruch. Diese erhöhten auf kurzer Strecke stark die Reliefenergie, wodurch
sich die Flüsse tief und energisch einschneiden konnten. Die gestreckten bis konvexen Talunterhänge im Tiefen Tal zeigen, daß diese Eintiefung z.T. bis heute andauert und belegen damit, daß die Störungen noch bis in die jüngere erdgeschichtliche Vergangenheit hinein aktiv
waren (vgl. Foto 7). Am Fuß des Eisenberger Abbruchs kommt es dagegen zu einer plötzlichen Verringerung der Reliefenergie. Transport- und Erosionskraft der Flüsse nehmen beim
Übertritt auf die Korbacher Hochfläche merklich ab und die Akkumulation des transportierten
Materials setzt ein. Mächtige pleistozäne Kies- und holozäne Auelehmschichten östlich von
Nordenbeck (vgl. KULICK 1997a:139) bezeugen den Vorgang. Auf diesen Sedimenten fließen die Itter und ihre Quellbäche nach Osten. Erst nach Ablagerung eines Teils ihrer Fracht
und bei sinkendem Belastungsverhältnis waren sie wieder in der Lage, sich in weiten, aber
flachen Mulden einzutiefen. Diese weiträumige Eintiefung, die das Relief westlich von Nieder-Ense großflächig erniedrigt hat, ist nach KULICK/SEMMEL (1967:155) auf die hier anstehenden, relativ weichen Gesteine des Oberen Zechstein (Grenzsande) zurückzuführen. Erst
im Bereich der härteren Zechsteinkarbonate (Plattendolomit Ca3, Randkalk A1Ca) werde das
nun vereinigte Ittertal merklich enger. Diese Aussage deckt sich mit den Geländebefunden,
denn in diesem Bereich beginnt ein zunächst flaches, östlich der Marbeckmündung jedoch
sehr steilwandiges und stark in die Landschaft eingesenktes Sohlenkerbtal, welches südlich
von Dorfitter weitgehend einer steilhängigen Meeresbucht, die nachgewiesenermaßen schon
zu Beginn der Zechsteiningression eingetieft war, folgt (vgl. Kap. 2.2.1.).
Die Marbeck entspringt im Schiefergebirge, tritt südlich von Lengefeld auf die Korbacher
Hochfläche heraus und folgt anschließend einer Störung, die den weiteren Talverlauf bis zur
Mündung in die Itter vorzeichnet. Ihr Längs- und Querprofil entspricht weitestgehend dem
der Itter. Sie verläuft zunächst in einer kleinen Mulde, bevor sie nach wenigen hundert Metern in ein steilwandiges Kerbtal mit gestreckten bis konvexen Unterhängen eintritt, das im
Bereich einmündender Nebentäler einseitig erweitert ist. In diesen Talweitungen konnten sich
kleinere Talauen entwickeln, die, sofern nicht künstlich begradigt oder verrohrt, z.T. sogar ein
Mäandrieren des Baches erlauben. Anschließend konnte sich noch vor Austritt auf die Korbacher Fläche bei wieder abnehmendem Gefälle ein Sohlenkerbtal bilden. Im Vorfeld des Eisenberger Abbruchs ist auch hier zunächst kein Tal ausgebildet, erst in weiterer Entfernung
beginnt ein flaches Muldental, das im Bereich der anstehenden Zechsteinkarbonate allmählich
steilwandiger wird (Marbeck-Hänge) und gebietsweise auch eine echte Sohle besitzt.
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Die vergleichbare räumliche Abfolge der unterschiedlichen Taltypen läßt auf eine analoge
Genese von Marbeck- und Ittertal schließen. Allerdings sei auf eine Besonderheit hingewiesen, die das Marbecktal von dem der Itter unterscheidet. Im Bereich des Pengels und der
Marbeckhänge weist das Marbecktal eine deutliche Asymmetrie auf (vgl. Karte 3 und Foto 4).
Die nach Südwesten exponierten Hänge sind merklich steiler als die nordostexponierte
Talflanke. Diese morphologische Eigenart soll im folgenden näher untersucht werden.
WILHELMY (1990:95ff) nennt verschiedene Ursachen, die zu Entstehung einer Talasymmetrie beitragen können. Neben petrographischen (unterschiedliche Widerständigkeit der
Gesteine auf den beiden Talflanken) und tektonischen Gründen (Schichteinfall oder andauernde einseitige tektonische Hebung) führt er dabei v.a. morphogenetische Ursachen wie Mäanderbildung, Abdrängung durch Nebenflüsse (dadurch Unterschneidung und Versteilung des
Gegenhanges) oder pleistozäne Solifluktionsprozesse an. Letztere seien auf den südwestexponierten Sonnhängen aufgrund schnellerer und tieferreichender Auftauprozesse stärker als
auf den gegenüberliegenden Schatthängen, was eine stärkere Abflachung zur Folge habe.
BÜDEL (1944:500ff) präzisiert die Wirkung des Eiszeitklimas und macht, z.T. in Widerspruch zu WILHELMY, drei Hauptgründe als Ursache für Talasymmetrien aus. Erste und
wichtigste Ursache seien die lößführenden Westwinde, die auf ostexponierten Leehängen zu
stärkerer Lößakkumulation führten als auf der gegenüberliegenden Talseite. Neben dem Löß
müsse – denselben Gesetzen folgend – auf den Westflanken der Täler auch mehr Schnee abgelagert worden sein. Aus diesen Gründen finde dort eine intensivere und und länger andauernde Solifluktion statt, da mit dem Löß mehr Schmiermittel und durch den Schnee mehr
Feuchtigkeit vorhanden sei als auf den westexponierten Luvhängen. Weiterhin trockneten die
süd- bis südwestexponierten Hänge durch die Sonne schneller ab, weshalb hier das Feuchteangebot geringer und somit die Solifluktion vermindert sei. Letztendlich erfolge durch die
Solifluktionsschuttmassen ein Abdrängen des Abflusses an den westexponierten Talhang, der
damit unterschnitten und versteilt werde.
Man erkennt, daß sich diese beiden Erklärungsansätze in bezug auf Ursache, Stärke
und Ergebnis der Solifluktion z.T. diametral gegenüberstehen. Während bei BÜDEL die eher
nach Osten exponierten Lee- bzw. Schatthänge die flacheren und die westlich exponierten
Luv- bzw. Sonnhänge die steileren sind, ist bei WILHELMY (und anderen Autoren) der südwest-exponierte Sonnhang der flachere und der gegenüberliegende Schatthang der steilere.
Abschließend sei hier die Theorie von KARRASCH (1970:248ff) dargestellt, die
gleichsam eine Synthese zwischen den verschiedenen Erklärungsansätzen anstrebt. KARRASCH billigt der pleistozänen Lößsedimentation keine entscheidende Rolle bei der Entste89
hung der Talasymmetrie zu. Sie habe sich lediglich auf eine Konservierung und Verstärkung
einer schon bestehenden Asymmetrie beschränkt. Primäre Ursache für die periglazialen Talasymmetrien seien dagegen thermische Unterschiede von bis zu mehreren Grad Celsius auf
gegenüberliegenden Talhängen, die dazu führten, daß die wärmebegünstigten süd- bis westexponierten Hänge im Frühjahr rascher und kräftiger auftauten, was bei weiterhin gefrorenem
Liegenden eine stärkere Solifluktion zur Folge habe. Die dadurch hervorgerufene Abflachung
des Sonnhanges bezeichnet KARRASCH in Anlehnung an POSER (1947, 1948, in KARRASCH 1970:261) als direkte oder primäre Asymmetrie, der nach Nordosten schauende Hang
ist steiler (N-O-Asymmetrie). Allerdings könne zu schnelles Auftauen und damit auch Austrocknen des Hanges die Solifluktion wieder verringern und den Vorsprung des Sonnhanges
in der Abtragung relativ rasch wieder ausgleichen oder sogar ins Gegenteil umkehren. Nur bei
langsamem Auftauen könne er sich bis zum nächsten Winter behaupten und somit formungsrelevant werden.
Neben der Solifluktion gibt es nach KARRASCH aber mit der Seitenerosion des fließenden Wassers einen zweiten Prozeß, der für viele Täler oder Talabschnitte als asymmetriebildend erkannt wurde. Diese neige nachweislich dazu, die süd- bis westexponierten Hänge
zu bevorzugen, d.h. zu versteilen, was sich dadurch erklären lasse, daß diese leichter erodierbar seien. Die selektive Seitenerosion erreiche in der Schmelzperiode des Frühjahrs ihre maximale Intensität, also gerade zu jenem Zeitpunkt, zu dem auch die thermisch benachteiligten
Schatthänge im Unterschied zu den wärmeren Gegenflanken noch gefroren oder nur minimal
aufgetaut seien. Aus dem unterschiedlichen Auftaugrad resultiere nun ein Gegensatz in der
morphologischen Resistenz, der zur Unterschneidung und Versteilung der Sonnhänge führe.
Da sich diese Form der Asymmetrie nicht autonom, d.h. in erster Linie aufgrund der Intensitätsunterschiede der durch Solifluktion hervorgerufenen Hangdenudation entwickelt, sondern
eines sekundären Faktors – der Bach- oder Flußverlagerung – bedarf, bezeichnet KARRASCH sie als indirekte oder sekundäre Asymmetrie, bei der der nach Südwesten schauende
Hang der steilere ist.
Wie zuvor schon erwähnt, haben wir es im Falle der Marbeck mit einer S-W-Asymmetrie zu
tun, d.h. der nach Südwesten exponierte Sonnhang ist der steilere. Petrographische oder tektonische Ursachen sind aufgrund der geologisch-tektonischen Situation auszuschließen. An
beiden Talflanken stehen die gleichen Gesteinsformationen an, und die schwache Neigung
der Enser Scholle nach Westen (vgl. Kap. 3.2.2.) hätte eher zur Unterschneidung und Versteilung des ostexponierten Hanges führen müssen, da quer zur Zone stärkster Hebung verlaufen90
de Flüsse ständig nach der Seite geringerer Hebung, in diesem Fall also nach Westen, abgedrängt würden (vgl. WILHELMY 1990:96). Da Talmäander genauso fehlen wie rechte Nebenflüsse, die den Fluß gegen die östliche Talflanke abzudrängen vermochten, liegt die
Ursache dieser Asymmetrie vermutlich im Pleistozän. Somit dürfte sie in Einklang mit WEISE (1983:125) als „reine Periglazialerscheinung der pleistozänen Kaltzeiten“ gedeutet werden.
Ein Blick auf die geologische Karte (HESSISCHES LANDESAMT FÜR BODENFORSCHUNG 1997c) und die Ergebnisse der Bodenaufnahmen im Gebiet des Marbecktales
(vgl. Kap. 3.4.2., Catena Enser Warte-Leitlar) verdeutlichen, daß pleistozäne Schuttdecken
auf dem südwestexponierten Steilhang größtenteils fehlen, während der flachere Gegenhang
von mächtigen periglazialen Schwemmschutten, Fließerden und Lößlehm bedeckt ist. Diese
Sedimente gehören z.T. zu der mächtigen Schuttdecke, die im Pleistozän durch fluviale Prozesse und Solifluktion aus dem Schiefergebirge hangabwärts in das flachere Vorland des Eisenberger Abbruchs bis an den westlichen Rand des Marbecktales transportiert wurde. Sie
vermochten die pleistozäne Marbeck gegen ihr linkes Ufer abzudrängen, was hier zur Unterschneidung und Versteilung des Hanges geführt hat. Auch die stärkere Sonneneinstrahlung
auf dem südwestexponierten Hang dürfte dabei im Sinne der sekundären Talasymmetrie
KARRASCHs eine Rolle gespielt haben.
Abschließend sei noch auf eine Besonderheit des Marbecktales im Vergleich zu den übrigen
Tälern des Untersuchungsgebietes hingewiesen. Der gesamte östlich des Eisenberger Abbruchs liegende Laufabschnitt der Marbeck trocknet nämlich während des Sommerhalbjahres
vollkommen aus. Das im Schiefergebirge liegende obere Marbecktal dagegen führt aufgrund
der geringeren Grundwasserneubildung (höhere Verdunstung) und der daraus resultierenden
schwächeren Quellschüttung zwar weniger Wasser als während des Winters und Frühjahrs,
fällt jedoch niemals völlig trocken. Somit muß die Ursache für das Phänomen in diesem Laufabschnitt selbst liegen.
Eine Möglichkeit wäre, daß die Marbeck analog zu den zuvor beschriebenen kleineren
Gerinnen am Eisenberger Abbruch in den mächtigen Schwemm- und Solifluktionsschutten an
dessen Fuß versickert. Da diese indes, je weiter man nach Osten gelangt, zunehmend ausdünnen, müßte der Fluß – auch aufgrund seiner im Vergleich zu den Gerinnen höheren Wasserführung – im Laufe der Zeit an Quellen wieder zum Vorschein gelangen. Da dies nicht der
Fall ist, muß noch ein weiterer Grund für das Trockenfallen vorliegen. Auch hier hilft ein
Blick in die geologische Karte weiter.
91
Fast die gesamte Laufstrecke der Marbeck östlich des Eisenberger Abbruchs verläuft
nämlich durch verkarstungsfähige Karbonatgesteine des Z1 bis Z3. Dementsprechend weist
die geologische Karte auch mehrere Schwinden im Flußbett der Marbeck auf. Hier versickert
das Wasser in den Untergrund, wo es entweder ins Grundwasser gelangt oder an den zahlreichen Quellen im Unterlauf des Flusses wieder zu Tage tritt. Während des Winterhalbjahres ist
die Wasserführung des Flusses höher als die Menge des in den Untergrund versickernden
Wassers, außerdem dürfte die Grundwasseroberfläche so hoch liegen, daß die im Flußbett
befindlichen Quellen ergiebig sind. Somit ist die Marbeck mit Wasser gefüllt. Ist die Wasserführung während des Sommerhalbjahres allerdings reduziert, versickert alles Wasser in den
Schwinden und gelangt ins Grundwasser. Da dessen Oberfläche jetzt wesentlich tiefer liegt
als im Winterhalbjahr (vgl. Kap. 3.4.2., Bohrung L10 mit sehr mächtigem Go-Horizont),
trocknen aber auch die flußabwärts liegenden Quellen aus, so daß die Marbeck trockenfällt.
Letztlich bliebe nur noch die Frage zu klären, warum der Itter und ihren Quellbächen
nicht ähnliches widerfährt. Der Grund liegt darin, daß hier mit Buntsandstein (größtenteils
unter den pleistozänen Schwemmschutten verborgen) und Grenzsanden zunächst nicht verkarstungsfähige Gesteine im Laufgebiet der Itter anstehen. Erst nach der Vereinigung ihrer
Quellflüsse im Gebiet von Nieder-Ense tritt sie in das Gebiet der Zechsteinkarbonate ein. Da
sich ihre Talsohle jedoch fast ausschließlich auf den wasserundurchlässigen Tonsteinen des
T1r-T2 oder den liegenden Kulmgesteinen befindet, ist auch hier keine Verkarstung möglich,
was eine Versickerung des Wassers und ein Austrocknen des Flußbettes verhindert.
3.3.2.5. Dellen und Trockentäler
In den vorangegangenen Ausführungen wurden mit den Höhenrücken und Tälern morphologische Großformen des Untersuchungsgebietes betrachtet, die ihre heutige Form und Ausgestaltung v.a. während des Pleistozäns erhalten haben. Gleichzeitig entstanden jedoch auch eine
Vielzahl von meist kleineren Strukturen, die auf die unmittelbare Wirkung des pleistozänen
Periglazialklimas zurückgehen. Als solche typischen Formen gelten Dellen und Trockentäler
(vgl. SEMMEL 1968:102).
Dellen sind nach SCHMITTHENNER (1926:4, in THIEMEYER 1988:15) „flache,
langgestreckte, oft auch verzweigte Hohlformen von gleichsinnigem Gefälle, deren Wände in
sanfter Rundung ineinander übergehen, ohne gegen eine Sohle abgegrenzt zu sein. Diese
Rundung und das Fehlen eines dauernd fließendes Baches unterscheiden die Dellen von fla92
chen Tälern.“ Da diese Definition aber ohne Schwierigkeiten ebenso auf viele Trockentäler
übertragen werden kann, ist eine scharfe morphographische Trennung zwischen beiden Formen nicht möglich. Auch die häufig vertretene Ansicht, Dellen seien hauptsächlich durch
Solifluktion, Trockentäler dagegen überwiegend durch Abspülung entstanden, trifft nach
SEMMEL (1968:102) nicht zu, denn der entscheidende Abtragungsvorgang sei in beiden Fällen die Abspülung über dem gefrorenen Boden gewesen (vgl. dazu auch BÜDEL 1953:253f).
Somit ist eine deutliche morphogenetische Trennung ebenfalls unmöglich. In dieser Arbeit
sollen beide Formen deshalb nur nach ihrer Größe unterschieden werden. Kleine, flachere
Hohlformen mit geringer Längserstreckung werden als Dellen, auffälligere, tiefere Strukturen
mit größerer Länge dagegen als Trockentäler bezeichnet.
Von den pleistozänen Dellen müssen die sog. Kulturdellen (vgl. LINKE 1976:290) getrennt werden, die durch Kulturmaßnahmen wie Pflügen aus Tilken und ähnlichen Hohlformen oder allein durch Abspülung unter Acker entstanden sind. Anhand des Fehlens
periglazialer Schuttdecken sind sie aber recht einfach von den echten kaltzeitlichen Bildungen
zu unterscheiden. Allerdings sind auch pleistozäne Dellen durch anthropogen hervorgerufene
bodenerosive Prozesse überprägt und verändert worden, so daß beide Formen oft eng miteinander verknüpft werden können.
Echte periglaziale Dellen zeichnen sich durch die Einlagerung von Solifluktionsschutt aus.
Meist werden sie von mehreren Schuttdecken überzogen. Anhand dieser Schuttdecken und
deren unterschiedlicher (räumlicher) Erhaltung kann ihre pleistozäne Entstehung und holozäne Überprägung rekonstruiert werden. In der Literatur finden sich zahlreiche Arbeiten, die
sich eben diese Rekonstruktion zum Ziel gesetzt haben. Die Untersuchungen fanden jedoch
fast ausschließlich in Lößgebieten statt, wo fossile Bodenhorizonte eine sehr genaue raumzeitliche Einordnung der Prozesse und genetische Deutung der Formen erlauben (vgl. v.a.
THIEMEYER 1988 und SEMMEL 1968, hier auch eine ausführliche Darstellung der
jungpleistozänen Lößstratigraphie). Solche mächtigen Lößablagerungen mit fossilen Böden
fehlen allerdings im Untersuchungsgebiet. Auch andere Zeitmarker wie Holzkohlen oder
Tonscherben konnten in keiner Bohrung angetroffen werden. Aus diesem Grund fehlen absolute Zeitmarken, die eine genauere zeitliche Einordnung von Formgenese und überprägenden
Prozessen erlauben. Den einzigen Anhaltspunkt liefert hier die schon in Kap. 2.4. angesprochene Schuttdeckenstratigraphie.
93
Die Gliederung der Deckschichten in den mitteleuropäischen Mittelgebirgen und ihre genetische Interpretation ist bis heute nicht unstrittig (vgl. VÖLKEL 1992:132 und 1995:26ff). Diese Arbeit stützt sich auf die in den grundlegenden Arbeiten SEMMELs (z.B. 1964, 1968)
vorgestellte Gliederung in Basis-, Mittel- und Deckschutt, die in der Wissenschaft die weiteste Verbreitung und Akzeptanz erfahren hat. Aufgrund der in den Kap. 2.2. und 2.4. gegebenen
Übersicht wird sie hier als bekannt vorausgesetzt.
Es hat sich jedoch gezeigt, daß diese Einteilung nicht problemlos auf das Untersuchungsgebiet übertragen werden kann. V.a. die Ansprache der einzelnen Schichtglieder anhand der in Kap. 2.4. erläuterten und in der Literatur weitgehend anerkannten
Ansprachemerkmale war im Gelände oftmals nur schwer möglich. Da besonders die Zechsteinsedimente, z.T. aber auch bestimmte Glieder des Buntsandsteins deutlich schluffig verwittern, war eine sichere Unterscheidung von Deckschutt und unterlagernden Straten
aufgrund der Korngröße (höherer Lößgehalt) nicht immer zu leisten. Daher erfolgte die Abgrenzung der Schichten auch anhand ihrer Farbe und der Menge und Qualität ihres Skelettgehaltes. Letzterer konnte durch Beimengung von nicht im Untergrund anstehendem
Fremdmaterial (z.B. Tonsteine über Zechsteinkarbonaten) deutliche Hinweise auf Transportprozesse liefern, was v.a. zur Unterscheidung von Schuttdecken und anstehendem Verwitterungszersatz diente. Die Bodenfarbe lieferte weitere Anhaltspunkte, da die Schuttdecken
wegen Kryoturbations- und zumindest ansatzweise stattgefundenen Bodenbildungsprozessen,
die zur Einmischung von humosem Material und einer leichten Verbraunung führten, überwiegend dunkler sind als das Anstehende. Daneben sind sie in Kalkgebieten meist auch rötlicher und z.T. toniger als die verwitternden Karbonate, da ihnen häufig Zechsteintone von
roter Farbe beigemengt sind (vgl. KULICK 1997a:137). Gerade diese Farbe kann jedoch ebenso eine Folge der Verwitterung (Auflösung der Karbonate und Freisetzung der nichtkarbonatischen eisenhaltigen Verbindungen) im Kalkstein sein, die in den Schuttdecken
intensiver war als im Cv selbst.
Die in der Literatur angegebene Mächtigkeitskonstanz des Deckschuttes von
50+/-20 cm (vgl. z.B. BENDA 1995:251) konnte nur teilweise bestätigt werden. In den Profilen, die eine sichere Ansprache des Deckschuttes erlaubten, lag seine Mächtigkeit meist bei
30 bis 50 cm, stieg allerdings z.T. auf über 90 cm an, wobei die liegenden Schichten nicht
einmal erreicht waren. Auch die Aussage, der Deckschutt besitze aufgrund des vorhandenen
Lößlehmanteils gegenüber den übrigen Straten eine hellere, gelblich-braunere Farbe, traf
nicht in allen Fällen zu.
94
Mittelschutte, die vielfach lößlehmreicher sein sollen als Deckschutte, konnten in dieser Form im Untersuchungsgebiet nicht nachgewiesen werden. Nur dort, wo sich aufgrund der
Reliefsituation Lößlehm in größerer Menge ablagern oder erhalten konnte, wäre es möglich,
Mittelschutte anzusprechen. Allerdings sind diese dann – zumindest mit feldbodenkundlichen
Methoden – nicht oder nur schwerlich von den sicherlich vorhandenen Deckschutten zu trennen. Ansonsten fallen sie, bedingt durch postgenetische Abtragung oder Einarbeitung in jüngere Schichtglieder, vollständig aus, was nach SEMMEL (1968:97) wiederum ein typisches
Charakteristikum der Mittelschutte ist, oder sie sind aufgrund einer hier zu geringen Lößsedimentation (exponiertere Lage) während ihres Bildungszeitraumes nicht von den Basisschutten zu trennen.
Letztlich war aufgrund der naturräumlichen Heterogenität auch eine Vergleichbarkeit
der in verschiedenen Teilräumen gewonnenen Ergebnisse nur bedingt möglich, was die Interpretation zusätzlich erschwerte.
Von den pleistozänen Schichten sind die holozänen Lagen (Kolluvien, Abschwemmassen) dagegen immer sehr gut zu unterscheiden. Sie weisen einen eindeutig geringeren Skelettgehalt auf und sind häufig deutlich geschichtet. Außerdem sind sie aufgrund der meist
höheren Humusgehalte im Vergleich zu den liegenden Sedimenten merklich dunkler.
Insgesamt erlauben die gewonnenen Erkenntnisse trotz der beschriebenen Schwierigkeiten
einen guten Einblick nicht nur in die pleistozäne Entwicklungsgeschichte von Trockentälern
und Dellen, sondern auch in die holozäne Morphodynamik des Untersuchungsgebietes. Die
Ergebnisse sollen in den folgenden Kapiteln vorgestellt werden.
95
Am westlichen Hang des Kuhbach-Tales liegt südlich des Naturschutzgebietes „Schanzenberg“ ein breites, muldenförmiges Trockental, das sich allmählich nach Westen auf die
Hochfläche zwischen Korbach und Dorfitter hinaufzieht und nördlich des Korbacher Flugplatzes in mehreren Dellen ausläuft (vgl. Karte 6 und Foto 5). Während sein Nordhang von
einem großflächigen Kalk-Halbtrockenrasen eingenommen wird, ist der Gegenhang mit einem Fichtenforst bestockt. Die Tiefenlinie wird von Eschen eingenommen.
Dieses Trockental wurde im Bereich des anstehenden Randkalks in einer Nord-Süd
verlaufenden Catena abgebohrt, deren Ergebnisse im folgenden beschrieben werden (vgl.
Abb. 11 und 12). Die Bohrungen Sb2 und Sb12 stimmen dabei weitestgehend mit den Profilen Sb3 und Sb11 überein, weshalb sie in Abb. 12 nicht einzeln dargestellt sind.
Bohrung Sb1 liegt als einzige nicht im Randkalk, sondern in den Tonsteinen des T1r T2, weshalb sie zuerst und gesondert beschrieben werden soll. Sie wurde in einem mit 3°
nach Ost-Nordost geneigten Erbsenfeld kurz oberhalb eines Feldweges abgeteuft, d.h. am
Akkumulationsstandort am „Unterhang“ des Ackers. Dementsprechend ist der erbohrte Boden
als Kolluvisol zu bezeichnen, der über einem Pelosol-Horizont liegt (Ap/M/IIP). Das gesamte
Profil ist karbonatfrei. Die einzelnen Horizonte sind folgendermaßen charakterisiert:
Æ 0-27 cm (Ap): Uls; Gr1; 7,5 YR 3/3
Æ 27-71 CM (M): UT4; GR1; 7,5 YR 3/4
Æ 71-100 cm (IIP): Tl; Gr0; 2,5 YR 3/4
Die kolluvialen Horizonte heben sich durch einen deutlich höheren Schluffgehalt vom liegenden P-Horizont ab. Ihr geringer Skelettanteil besteht ausschließlich aus kleinen, linsenförmigen Tonsteinchen. Diese Tatsache soll im folgenden noch von Bedeutung sein.
Am südlichen Talhang konnte als unterste Strate in den Bohrungen Sb2 und Sb3 eine bräunliche (7,5 YR 4/4), sandig-grusige und karbonatreiche Schicht angetroffen werden, die durch
einen starken Skelettgehalt (Kalksteine des Randkalks) gekennzeichnet ist. Diese Merkmale
und der Vergleich mit den noch zu beschreibenden anderen Schichten identifizieren sie als
Basisschutt im Sinne SEMMELs. Er wird hier vom Deckschutt überlagert, der sich durch
einen höheren Schluffanteil und einen leicht verminderten Karbonatgehalt von ihm unterscheidet. Das Bodenskelett besteht ebenfalls ausschließlich aus Randkalk-Material. Im Mittelhangbereich setzt sich diese Schichtenabfolge weiter fort, allerdings gewinnt der
Deckschutt hier deutlich an Mächtigkeit, so daß der unterlagernde Basisschutt in den Bohrungen Sb4 und Sb5 nicht mehr erreicht werden konnte.
96
Abb. 11: Schematisches Profil durch das Trockental südlich des Schanzenberges
97
Abb. 12: Bohrprofile zu Abb. 11
Sb8
2m
1° N
Legende
Ton, tonig
Lößlehm
Schluff, schluffig
organische Auflage
Z
Sand, sandig
Z
Z
Kalkstein, verwittert
M, Us, Gr2
7,5YR3/3, c3.2
Sb3
Sb4
+
1m
Sb6
Sb7
1m
1m
+
1m
1m
0.80
4
3
11° NNO
Sb5
+
0.05
L+O
0.08
O-Ah
10° NNO
0.04
L+O
0.08
O-Ah
(M-)Bv, Uu, Gr1
0.24
8° NNO
0.04
0.21
(M-)Ah, Uls, Gr2
(M?-)Ah, Us, Gr1
0.14
(M-)Bv, Us, Gr1
7,5YR4/3, c2
8° NO
L+O
II(f)aM, Slu, Gr1
7,5YR3/2,5, c3.2
7,5YR3/3, c3.3
7,5YR3/3, c3.2
7,5YR3,5/3, c0
0.23
M, Us, Gr2
7,5YR3/3, c3.2
M, Us, Gr2
7,5YR3/3,5, c3.2
1.45
IIBv, Us, Gr4
0.53
7,5YR3/4, c3.3
(II)Bv, Us, Gr5
IIBv, Us, Gr5
0.60
7,5YR4/3, c3.4
7,5YR3/3, c3.4
II(f)aM, Slu, Gr2
IIIBv, Su3, Gr4
7,5YR3/3, c0-1
IIBv, Su3, Gr5
7,5YR3/3, c3.4
0.78
7,5YR4/3, c3.4
0.80
IIIBv, Su3, Gr4
7,5YR4/4, c4
IIIBv, Su3, Gr5
7,5YR4/3, c3.4
1.00
1.00
(kolluviale) Braunerde
1.00
(kolluviale) Braunerde
1.00
Braunerde
Kolluvisol
1.00
2.00
Kolluvisol (ü. Vega)
Kolluvisol (ü. Vega)
Abb. 12: Bohrprofile zu Abb. 11
Sb9
Sb13
2m
2m
3° S
13° S
(M-)Ah, Us, Gr4
M-Ah, Ut2, Gr1
10YR3,5/3, c2
10YR3/2,5, c3.3
Sb10
0.38
1.50 m
0.42
IIBv, Su3, Gr3-4
10YR3/4, c3.4
15° S
0.61
M-Ah, Uls, Gr2
10YR3/2,5, c3.2
Sb11
IIIBv, Slu, Gr4
7,5YR3/3, c3.4
1m
0.42
IIBv, Ut2, Gr1
10YR3/4, c0
IIBv1, Ut2-3, Gr1
16° S
10YR4/4, c1
Sb14
1.13
0.67 m
M, Us, Gr2
0.76
10YR3/2,5, c3.3
IIBv2, Uu (Su4), Gr2
10YR5/4, c3.2
Verlust
21° S
Sb15
0.95
0.50
M-Ah, Us, Gr2-3
1.55
deutlich
geschichtet
(Kieslagen)
10YR3/2,5, c3.2
III(f)aM, Tl, G2-4
7,5YR3/2, c0
IIIBv, Su3, Gr3
10YR4/4, c3.4
1.75
10YR4/4, c3.4
IIIBv, Su3, Gr4
1.50
1.00
Kolluvisol
2.00
(kolluviale) Braunerde
Z
0.67
kolluviale Rendzina
0.19
10YR5/5, c4
10YR4/3, c3.3
Cv, Su2, Gr3
Z
Z
(II)Cv, Su3, Gr2
Z
Ah, Su3, Gr2
10YR3/2,5, c3.2
Ah-C, Su2, Gr4
10YR4/4, c4
0.60
Kolluvisol ü. Lößlehm
0.10
Ah-C, Su3-4, Gr5
7,5YR3,5/3, c3.4
10YR5/4, c3.4
2.00
3° O
0.40
IIBv, Su3, Gr4
IVBv, Su3, Gr4
Kolluvisol ü. Lößlehm u. Vega
0.32 m
1.65
Z
0.32
Rendzina
98
10YR6/5, c4
In seinen oberen Bereichen ist der Deckschutt kolluvial überformt. Er weist hier einen wesentlich geringeren Skelettanteil auf, der neben den bekannten Kalksteinen auch kleine Tonsteinbruchstückchen enthält, die nur dem bei Bohrung Sb1 angetroffenen Kolluvium
entstammen können, welches von dort (in geringerem Umfang) noch weiter den Hang hinab
wanderte und sich dabei mit dem Deckschutt vermischte. Diese Tatsache dürfte auf eine frühere ackerbauliche Nutzung dieses Talhanges hinweisen.
Unterhalb von Bohrung Sb5 läuft der Deckschutt aus. Hier liegt das holozäne Kolluvium direkt auf dem Basisschutt (Sb6). Es erreicht aufgrund der Lage im Unterhangbereich
(Akkumulationsstandort) eine deutlich höhere Mächtigkeit als am Ober- und Mittelhang und
ist durch einen im Vergleich zum Basisschutt geringeren Skelettanteil und den Gehalt an kleinen Tonsteinchen klar als eigenständige Schicht anzusprechen.
An der Nordflanke des Trockentales sind die Verhältnisse deutlich anders gestaltet. Hier liegt
das holozäne Kolluvium direkt auf dem Basisschutt, der zumindest im Oberhangbereich zweigliedrig ist. Der Deckschutt ist dagegen nicht vorhanden. Er wurde – wohl aufgrund der frühzeitigen Rodung und langen Weidenutzung dieses Gebietes (vgl. Kap. 3.5.) – vollständig
abgetragen bzw. in das holozäne Kolluvium eingearbeitet.
Bohrung Sb15 wurde auf der Kuppe des Schanzenberges niedergebracht. Hier ist über
den anstehenden Karbonaten eine flachgründige Rendzina entwickelt. Die Karbonate verwittern stark grusig-sandig, sind aber durch ihre hellere Farbe (10 YR 6/5) von den ebenfalls
sandig-grusigen, aber dunkleren Basisschutten deutlich zu unterscheiden. Bei Bohrung Sb14,
die knapp unterhalb von Sb15 am Oberhang des Schanzenberges abgeteuft wurde, ist diese
Rendzina schon kolluvial überformt.
Das Kolluvium, das bis an seine Untergrenze durch einen hohen Humusgehalt sehr
dunkel gefärbt ist (10 YR 3/2,5), besteht an dieser Talseite aus sandigem Schluff, weist jedoch im Gegensatz zur Gegenseite einen z.T. höheren Skelettgehalt (Bohrungen Sb12 und
Sb13 Æ Gr4) auf, was sich mit der Einarbeitung des Deckschuttes erklären läßt. Außerdem
fehlen die kleinen Tonsteinchen, da auf dem Schanzenberg die entsprechenden Liefergesteine
ausfallen. Es zieht sich mit einer erstaunlichen Mächtigkeitskonstanz den gesamten Schanzenbergsüdhang bis in die Tiefenlinie des Trockentales hinab.
Am Ober- und Mittelhang (Bohrungen Sb11 bis Sb13) steht im Liegenden des Kolluviums der (jüngere) Basisschutt an. Wie schon auf der Gegenseite ist er sandig-grusig und
stark steinhaltig (Kalksteine), allerdings im Vergleich zu dort stärker gelblich-braun (10 YR
5/4 bis 3/4). Dieses läßt sich mit dem fehlenden Einfluß der auf dieser Talseite ausfallenden
99
rötlichen Tone erklären. Bei Bohrung Sb13 konnte darunter noch eine weitere Schuttdecke
angetroffen werden, deren Merkmale weitestgehend dem jüngeren Basisschutt entsprechen.
Allerdings ist sie etwas toniger als dieser und auch von rötlich-braunerer (7,5 YR 3(,5)/3)
Farbe. Wahrscheinlich ist sie in einer früheren Kaltzeit entstanden, als auf dem Schanzenberg
noch die den Randkalk überlagernden Tone des T1r-T2 vorhanden waren, die in die Solifluktionsdecke eingearbeitet wurden. Dementsprechend wird sie als älterer Basisschutt bezeichnet. Zur Entstehungszeit des jüngeren Basisschuttes müssen diese Tone dann nicht mehr
vorhanden gewesen sein.
Im Unterhangbereich des Schanzenberges (Bohrungen Sb 9 und Sb10) schiebt sich
zwischen den liegenden jüngeren Basisschutt und das hangende Kolluvium ein Paket aus
Lößlehm. Hier am Südhang des Schanzenberges waren aufgrund der relativen Lee-Lage die
Bedingungen zur Lößanwehung günstiger als auf dem Gegenhang, allerdings konnte sich der
Löß nur am erosionsgeschützten Unterhang erhalten bzw. hier akkumulieren. Vielleicht repräsentiert er in Teilen den Mittel- und/oder den Deckschutt.19 Er ist durch die fast völlige
Karbonatfreiheit und den sehr geringen Steingehalt gut von den übrigen Schichten zu unterscheiden. Diese Merkmale sowie die dunkle Farbe und der merkliche Tonanteil sind ein sicheres Zeichen für eine pedogenetische (und solifluidale) Überprägung des ursprünglich wohl
helleren und karbonathaltigen Lösses zu Lößlehm.
Während der jüngere Basisschutt und das holozäne Kolluvium durch die gesamte Tiefenlinie
des Trockentales hindurchziehen und damit eine Parallelisierung zwischen den beiden Talhängen ermöglichen, laufen Deckschutt bzw. Lößlehm am jeweiligen Hangfuß aus. Stattdessen finden sich hier zwischen Kolluvium und Basisschutt lehmig-tonige bis lehmig-sandige,
z.T. deutlich geschichtete Sedimente mit einzelnen Kieslagen. Besonders auffällig ist, daß
diese vollkommen karbonatfrei sind, obwohl sowohl das liegende und hangende Material als
auch die gesamte nähere geologische Umgebung durch einen meist hohen Karbonatgehalt
gekennzeichnet sind. Diese Merkmale weisen sie als fluviale Sedimente aus, die hier von einem eiszeitlichen Gewässer, das damals auf dem gefrorenen und somit wasserunwegsamen
Untergrund aus Zechsteinkarbonaten fließen konnte, abgelagert wurden. Die Karbonatfreiheit
ist wahrscheinlich Folge eines langen Transportweges der Sedimente, so daß der Kalk ausgewaschen werden konnte, könnte aber auch darauf zurückzuführen sein, daß (schon primär
19
Genauere Untersuchungen, die evtl. eine bessere Untergliederung ermöglicht hätten, waren aufgrund der Überprägung dieses Gebietes durch die Anlage von zwei Feldwegen nicht möglich.
100
karbonatfreies) Solummaterial durch Abspülung von den Hängen im Einzugsbereich des Trockentales in den Bach geliefert und schließlich hier sedimentiert wurde. Letztere Möglichkeit
spiegelt sich auch in der bodensystematischen Bezeichnung dieses Horizontes als „aM“
(= vom Fluß transportiertes Bodenmaterial) wider, wobei die Kombination mit dem vorgestellten „f“ die fossile Genese verdeutlichen soll.20
Die stratigraphische Position der Sedimente läßt eine zeitgleiche Genese zum Deckschutt vermuten, der im Tal selbst nicht vorhanden ist, sich jedoch am nördlichen Hangfuß
wahrscheinlich mit ihnen verzahnt. Auch die Tatsache, daß der Trockentalboden auffällig auf
das heutige Sohlenniveau des Kuhbach-Tales ausgerichtet ist, welches sich ja erst gegen Ende
der letzten Kaltzeit entwickeln konnte, spricht dafür, daß das Tal noch bis zum Ende des
Weichsel-Glazials von einem Gewässer durchflossen war, was die zeitliche Einordnung der
fossilen Flußsedimente unterstützt.
Die Dellen im Untersuchungsgebiet konzentrieren sich an den Hängen der größeren Täler
von Marbeck, Kuhbach und Itter sowie den großen Geländestufen des Eisenberger- und
Westheimer Abbruchs. Im reliefärmeren Gelände sind sie seltener zu finden. Z.T. folgen die
Dellen tektonischen Störungslinien, die als Leitbahnen für pleistozäne Gewässer fungierten
(erhöhte Wasserwegsamkeit und stärkere Karbonatlösung im Untergrund erleichterten die
Eintiefung), meist sind sie aber nicht an vorgegebene Strukturen gebunden und treten unabhängig von den geologischen Verhältnissen im gesamten Kartiergebiet auf.
Die erste untersuchte Delle befindet sich auf einer Mähwiese am Nordhang des GrandBerges in den Tonsteinen des T3r - T4 (vgl. Abb. 13 und 14 sowie Foto 6). Ihre nordwestliche
Flanke wird von mächtigen lößhaltigen Solifluktions- und Schwemmschutten überlagert, sie
selbst von mehreren pleistozänen Schuttdecken ausgekleidet. Im Bereich der abgebohrten
Catena ist sie rund 1,8 m tief und fällt mit 3° nach Nordosten ein. Der T3r - T4 wird hier von
rötlich-grauen (5 YR 4/2) bis grünlich-grauen (5 Y 6/2), schluffigen bis feinsandigen Tonbzw. Schluffsteinen gebildet. Die Delle scheint schon in diesen anstehenden Gesteinen ange-
20
Nach AG BODEN (1994:102f) ist diese Buchstabenkombination nicht möglich, da M-Horizonte nur aus
„fortlaufend sedimentiertem holozänem Solummaterial“ entstehen können. Trotzdem soll sie hier verwendet
werden, da sie m.E. die beste systematische und genetische Einordnung dieses Horizontes erlaubt. An dieser
Stelle sei der Verweis auf die 3. Auflage der Bodenkundliche Kartieranleitung (AG BODEN 1982) gestattet, die
im Gegensatz zur verwendeten Ausgabe die Bezeichnung M nicht nur für umgelagertes holozänes Bodenmaterial, sondern für jede „vor Umlagerung pedogen veränderte, fluvial oder äolisch transportierte Auftragsmasse“
zuläßt, hier ist holozänes Alter der Sedimente nicht zwingend vorgeschrieben.
101
Abb. 13: Dellenquerprofil am Nordhang des Grand-Berges
102
Abb. 14: Bohrprofile zu Abb. 13
DM21
DM18
2m
2m
Ah, Us, Gr1
Ah, Us, Gr1
5YR3,5/3, c3.2
7,5YR3/3, c0
0.21
0.26
IIBv1, Ut4 (Ls3), Gr4
5YR3/2, c3.3
Bv, Uls, Gr2
7,5YR4/6, c0
0.60
IIBv2, Ut4, Gr0
2,5YR3/4, c3.2
DM3
0.74
DM4
org.-schmierig
0.84
0.85
1m
DM15
DM12
1m
1m
1m
Bv-IIBv, Uls-Tu3, Gr2-3
7,5YR4/6-2,5YR3/4, c0
Ah, Uu, Gr1
7,5YR3/3, c0
1.19
7,5YR3/1,5, c1
0.04
0.19
Ah, Uu, Gr 1
7,5YR3/3, c0
IIIBv1, Ut4? (org.-schmierig)
7,5YR3/2 (Mischf.), Gr0
Bv, Uls, Gr2
7,5YR4/6, c0
M, Us, Gr2
5YR3/3, c3.2
1.27
0.32
IIBv1, Tu3, Gr0
Bv, Uls, Gr2
7,5YR4/6, c0
2,5YR3/4, c0
1.55
Bv-IIBv, Uls-Tu3, Gr2
7,5YR4/6-2,5YR3/4, c0
M, Us, Gr2
7,5YR3/3, c2
0.55
0.56
IIIBv2, Ls3-Ut4, Gr1(5)
0.63
IIBv2, Ut4 (Ls3), Gr1-2
5YR3/2, c3.2
org.-schmierig
7,5YR3/2,5 (Mischf.), c3.2-3.4
IIBv, Tu3, Gr2
Bv-IIBv, Uls-Tu3, Gr2-3
7,5YR3/2. c3.3
2,5YR3/4, c3.3
7,5YR4/6-2,5YR3/4, c0
0.75
0.80
0.85
IIBv, Tu3, Gr0
2,5YR3/4, c0
2.00
1.00
IIBv, Ls3-Ut4, Gr2
0.90
5YR3/2 (Mischf.), c3.2-3.4
org.-schmierig
7,5YR3/2, c3.2-3.3
1.00
2.00
1.00
1.00
IIBv, Ls3-Ut4, Gr2
5YR3/2 (Mischf.), c3.4
Legende
Abb. 14: Bohrprofile zu Abb. 13
Ton, tonig
Schluff, schluffig
Sand, sandig
DM20
DM19
organisch angereichert
Z
2m
Z
2m
Z
Tonstein
DM22
2m
Ah, Us, Gr1-2
5YR3,5/3, c3.2-3.3
Ah, Us, Gr1-2
5YR3,5/3, c2
0.18
IIBv1, Ut4, Gr1
M, Us, Gr1
7,5YR3/2,5, c3.2-3.3
0.26
5YR4/3, c3.2-3.3
0.30
IIBv2, Ut4 (Ls3), Gr4
7,5YR3/2, c3.2-3.4
0.50
IIBv, Ls3, Gr2
5YR3/3, c3.2
0.60
0.70
DM16
DM17
1m
1m
IIIBv, Ls3-Ut4, Gr1(-5)
7,5YR3/2,5, c3.2-3.4
IIBv, Ls3-Ut4, Gr4-5
Ah, Us, Gr0
5YR3,5/3, c2
0.17
M, Us, Gr2
7,5YR3/2,5, c3.4
5YR3,5/3, c3.3
IIBv, Ut4, Gr2
5YR3,5/3, c3.2
IIIBv, Ls3-Ut4, Gr2
7,5YR3/2-2,5YR4/6, c3.2
0.43
0.46
1.65
IIBv, Ut4-Ls3, Gr2-3
5YR3/2 (Mischf.), c3.2-3.4
Z
Z
IIIBv, Ut4-Ls3, Gr2
5YR3/2, c3.2-3.4
Z
Z
IVCv, Lockersed., u-fsT
Z
1.90
Z
Z
Z
Z
Z
IIICv, Lockersed., uT
2.00
5Y6/2, c2
5Y6/2-5YR4/2, c2
Z
Z
Z
Z
1.00
Z
2.00
1.00
2.00
103
legt worden zu sein, was für ein hohes Entstehungsalter, evtl. sogar für eine spättertiäre Vorgängerform, spricht. Zuunterst liegt eine etwa 1 bis 1,5 m mächtige, rötlich-braune und deutlich steinige Schuttdecke, die durch einen starken Gehalt an ungleichmäßig verteiltem
organisch-humosen Material sehr dunkel gefärbt und aufgrund der Stauwirkung der unterlagernden Tone relativ feucht ist. Sie weist einen hohen Anteil an hellgrauen, scherbigen Kalkschuttbruchstücken auf, die wahrscheinlich dem nordwestlich am Leitlar anstehenden
Plattendolomit entstammen. Bei Bohrung DM18 wurde in einer Tiefe von 1,5 m zusätzlich
ein kantengerundeter Gangquarz angetroffen, der seinen Ursprung vermutlich in den am
Grand-Berg selbst anstehenden Grenzsanden hat. Beides spricht deutlich für eine solifluidale
Entstehung der Schuttdecke, die sich durch diesen Skelettgehalt genetisch klar von den unterlagernden Tonsteinen trennen läßt. Die Kalkbruchstücke verwittern sandig-grusig, so daß das
Feinmaterial in ihrer Umgebung einen hohen Anteil an Sand enthält. Ansonsten ist der Feinboden merklich von den unterlagernden Gesteinen geprägt und besteht aus stark tonigem
Schluff. Diese Prägung ist typisch für den Basisschutt im Sinne SEMMELs und spricht somit
für ein relativ hohes Alter dieser Schuttdecke.
An der nordwestlichen Flanke der Delle folgt im Hangenden eine skelettfreie, stark
humos angereicherte Sedimentschicht. Der hohe Gehalt an Organik bedingt eine schmierige
Konsistenz der Schicht, die eine verläßliche Ansprache des mineralischen Feinbodens verhindert. Sicher ist nur sein hoher Schluffgehalt. Auf der Gegenseite ist diese Schicht nicht vorhanden, wahrscheinlich wurde sie hier nach ihrer Entstehung abgetragen oder durch
Kryoturbationsprozesse in die unterlagernde Schuttdecke eingemischt, was auch deren hohe
Gehalte an humosem Material erklärt. Aufgrund fehlender Datierungsmöglichkeiten kann das
Alter der humosen Schicht nicht genau definiert werden. Wahrscheinlich handelt es sich um
eine interstadiale Bodenbildung. Sie entstand zu einer Zeit, in der die Solifluktion vorübergehend aussetzte. Da die Schicht zum Dellenzentrum hin einfällt, war schon zu Zeiten ihrer Bildung hier eine Vertiefung vorhanden, die unter interstadialen Klimabedingungen den heutigen
Schneetälchen der höheren Gebirge vergleichbar gewesen sein könnte. Eine langandauernde
Schneebedeckung sowie langfristig hochanstehendes Grund- (Muldenlage) oder Stauwasser
(gefrorener Untergrund und anstehende Tonsteine) reduzierten den Abbau der organischen
Substanz und führten zur Anreicherung einer mächtigen Feucht- oder Naßhumusschicht, die
infolge des langanhaltenden Wasserkontaktes deutlich schmierig ist (vgl. AG BODEN
1994:238). Nach Abschluß der Interstadialphase wurde sie bei kälter werdenden Klimabedingungen durch Kryoturbation größtenteils in die unterlagernde Schuttdecke eingemischt, das
104
organische Material konnte sich aufgrund des bis heute hohen Feuchtedargebots (Muldenlage), das seinen Abbau hemmte, bis heute erhalten.
Über der humosen Schuttdecke bzw. der organisch angereicherten Schicht liegt eine
weitere pleistozäne Schuttdecke. Auch sie ist durch das Auftreten von Kalksteinen und Quarzen im Skelettanteil gekennzeichnet, unterscheidet sich von der liegenden Strate jedoch durch
den fehlenden Gehalt an organischem Material und eine meist hellere, rötlichere (2,5 YR 3/4
bis 5 YR 4/3) Farbe. Sie ist nur auf den beiden Dellenflanken in einer Mächtigkeit von durchschnittlich 40 cm erhalten, im Dellentiefsten wurde sie ausgeräumt und durch jüngeres Material ersetzt. Der Feinboden besteht aus mittel schluffigem Ton bis stark tonigem Schluff.
Stratigraphisch nimmt diese Schuttdecke die Position des Mittelschuttes SEMMELs ein, allerdings muß diese Zuordnung mit einem großen Fragezeichen versehen werden, da die klassischen Ansprachemerkmale in ihrem Fall nicht zutreffen und besonders auf der südöstlichen
Dellenflanke die Trennung vom liegenden Basisschutt schwerfällt. Sicher ist nur, daß sie von
diesem zeitlich durch eine Bodenbildungsphase mit reduzierter Solifluktion separiert ist und
sich erst bilden konnte, als es zu einer erneuten Klimaverschlechterung kam, die die Kryoturbations- und Solifluktionsprozesse wieder belebte – eine Ereignisabfolge, die sich nach
SEMMEL (1968) in vielen Lößprofilen Nordhessens während des gesamten Würms zwar in
unterschiedlicher Intensität, aber doch mehrmals wiederspiegelt.
Den Top des Profiles bildet auf der südöstlichen Flanke der 20 bis 30 cm mächtige
Deckschutt. Er grenzt sich durch einen erhöhten Schluff- und Feinsandanteil von der liegenden Schuttdecke ab, ein merklicher Tonanteil ist nicht mehr festzustellen. Trotz seiner geringen Mächtigkeit, die hier sicherlich auf holozäne Erosionsprozesse infolge der
langandauernden landwirtschaftlichen Nutzung zurückzuführen ist, ist er eindeutig als genetisch eigenständige Schicht anzusprechen, da er neben Kalksteinen auch Tonschieferbruchstückchen enthält und keine Anzeichen für eine Lessivierung (z.B. Tonhäutchen), die
den Unterschied im Tongehalt zwischen dieser und der unterlagernden Strate ebenfalls erklären könnte, gefunden werden konnten. Noch deutlicher wird diese Trennung auf der nordwestlichen Dellenseite. Hier wird der Deckschutt durch lößlehmhaltige Schwemm- und
Solifluktionsschutte repräsentiert, die in ihrer Mächtigkeit von wenigen Dezimetern auf über
1 m zunehmen, je weiter man sich von der Delle selbst entfernt. KULICK (1997a:136) stellt
diese Schutte überwiegend in das Mittel- bis Altwürm, die Zuordnung könnte in diesem Falle
aufgrund der stratigraphischen Position der Schicht aber insofern korrigiert werden, als daß
zumindest eine erneute Verlagerung in die heutige Position im Jungwürm stattgefunden haben
dürfte. Die genetische Eigenständigkeit verdeutlicht auch hier neben der völligen Karbonat105
freiheit der Sedimente der Gehalt an Tonschieferbruchstückchen, die aus dem Schiefergebirge
stammen müssen und in keiner der unterlagernden Schichten gefunden werden konnten. Die
untersten knapp 20 cm enthalten daneben auch rote (2,5 YR 3/4), tonige Linsen, die der unterlagernden Schicht entstammen und wahrscheinlich durch kryoturbate Prozesse syngenetisch
eingearbeitet wurden.
Wie schon der eventuelle Mittelschutt, so fällt auch der Deckschutt in der Tiefenlinie
der Delle aus. Daran wird deutlich, daß es nach Ausbildung des Deckschuttes zu einer Ausräumungsphase gekommen sein muß, die sich überwiegend auf die Delle selbst beschränkte
und ihre Hänge nicht betraf. Stattdessen findet sich hier ein holozänes Kolluvium, das nach
der Phase linearer Erosion durch Abspülung von den Hängen in der Tiefenlinie der Delle akkumuliert worden sein muß, wodurch das ursprüngliche Querprofil wiederhergestellt wurde.
Es besteht wie der Deckschutt, welchen es ja ursprünglich repräsentierte, aus sandigem
Schluff. Das Skelett setzt sich überwiegend aus Tonschieferbruchstückchen und Kalksteinen
zusammen, z.T. finden sich aber auch kantengerundete Gangquarze, die den unterlagernden
und an der Dellenflanke angeschnittenen älteren Schuttdecken entstammen.
Die angesprochene Ausräumung scheint an der nordwestlichen Flanke der Delle stärker gewesen zu sein als an der gegenüberliegenden Seite, da hier das Kolluvium an Mächtigkeit zunimmt. Über den genauen Zeitpunkt der Ausräumung können keine näheren Angaben
gemacht werden, da jedoch eine größere morphodynamische Aktivität unter den holozänen
Klimaverhältnissen bei natürlicherweise dichter Vegetationsdecke nicht zu erwarten ist (vgl.
Kap. 2.2.5.), bleibt nur die Zeit seit dem Neolithikum, in der anthropogene Eingriffe in das
Ökosystem flächenhafte wie lineare Abtragung auf vorwiegend ackerbaulich genutzten Flächen wiederbelebten, übrig. Hierauf soll in Kap. 3.3.2.6. noch näher eingegangen werden.
Heute herrscht aufgrund der durch die Wiesennutzung bedingten dichten Grasnarbe weitgehend Formungsruhe.
Nordöstlich des Grand-Berges wurde am gegenüberliegenden, an dieser Stelle mit rund 2,5°
nach Südwesten geneigten Hang des Marbecktales in den hier anstehenden Karbonaten des
Ca3 eine weitere Delle abgebohrt (vgl. Abb. 15 und 16). Ihre Flanken werden durch Rapsbzw. Weizenanbau agrarisch genutzt. Das Vorkommen periglazialer Schuttdecken beweist
auch in ihrem Falle die pleistozäne Entstehung, doch verlief die nacheiszeitliche Entwicklung
im Vergleich zur zuvor beschriebenen Delle deutlich unterschiedlich.
106
Abb. 15: Dellenquerprofil am linken Marbecktalhang
107
Abb. 16: Bohrprofile zu Abb. 15
DW1
DW2
DW4
DW5
DW6
1m
1m
1m
1m
1m
2° W
2,5° W
4° WNW
4° WNW
2° OSO
DW3
Ap, Su4, Gr3
7,5YR3/3, c3.3
Ap, Su4, Gr3
7,5YR3/3, c3.3
0.23
MAp, Us, Gr1-2
MAp, Us, Gr2
0.72 m
7,5YR3/2,5, c3.2-3.3
7,5YR3/3, c3.3
MAh, Us, Gr2
Z
7,5YR3/3, c3.2
Z
Z
2,5° WNW
0.33
Z
0.30
0.34
Z
Z
Z
0.44
7,5YR4/3, c3.3
Z
0.23
Z
Z
0.47
tonigere
(5YR4/6)
Z
Z
Z
7,5YR3/3, c3.3
Z
Z
Z
MAh-Bv, Us, Gr3
MAh, Us, Gr1
Z
Z
Z
schluff.-sand.
(10YR4,5/4)
Z
Z
Cv, Su3, Gr3-5
Z
Z
Z
10YR4,5/4, c4
Z
Z
Cv, Su3, Gr4-5
Z
10YR4,5/4, c4
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
+rötl.
IIBv, Su3, Gr2
8,75YR3/4, c3.4
Z
Z
1.00
Rendzina
IIIBv, Su3, Gr3
M, Us-Su3, Gr1
geschichtet
M, geschichtet
wie DW5, c3.3
1.00
0.72
Rendzina
humosere
(7,5YR3/2,5)
8,75YR4/4, c3.4
Tonlinsen
Z
Z
steinigere
0.77
Z
Z
10YR5,5/4, c3.4
0.42
Z
Z
IIBv, Su4, Gr2
7,5YR3,5/3, c3.3
und
Z
Z
MAh-Bv, Us, Gr2-3
Lagen
1.00
Kolluvisol ü. BS
Kolluvisol ü. DS u. BS
1.00
1.00
Kolluvisol
Kolluvisol
Abb. 16: Bohrprofile zu Abb. 15
DW7
DW8
DW9
DW10
DW11
DW12
1m
1m
1m
1m
1m
1m
3° OSO
4° OSO
5° OSO
5° OSO
Ap, Uu, Gr1
8,75YR3/3, c2
4° OSO
3° OSO
Ap, Us, Gr2-3
Ap, Us, Gr 2
8,75YR3/3, c3.3
7,5YR3/3, c3.3
Ap, Us, Gr3
8,75YR3/3, c3.3
8,75YR3/3
Ap, Su4, Gr3
7,5YR3/3, c3.4
0.30
0.34
0.36
0.38
nach
0.38
Z
Z
Z
unten
Lößlehm
Z
Bv, Su3, Gr3
Uu, Gr0, c0
Z
Z
7,5YR3/4, c3.4
heller
+
Bv, Uu-Ut2, Gr0
Bv, Su4, Gr4-5
Z
7,5YR3/4, c3.4
Bv, Su4, Gr3
tonige
8,75YR4/4, c0
Z
Z
Z
Z
Linsen
Z
Z
Z
0.87
(5YR4/4)
Z
IICv, Us, Gr4
Z
Braunerde im Lößlehm
1.00
Lößlehm
10YR4/4, c3.4
Z
Z
Z
IICv, Su3, Gr4
Z
Z
Z
1.00
Z
10YR4,5/4, c3.4
Z
Z
Z
Z
Z
1.00
1.00
1.00
Braunerde aus BS
Braunerde aus BS
Braunerde aus BS
Z
Rendzina
Legende
Ton, tonig
organisch angereichert
Schluff, schluffig
Sand, sandig
Lößlehm
Z
Z
10YR4/4, c4
Z
0.76
werdend
Cv, Su3, Gr4
Z
8,75YR3,5/4, c3.4
10YR4/4
ab 0.90
Gr1 (Kalk)
c3.3
Z
Z
Kalkstein, verwittert
108
1.00
Zuunterst liegt eine Schicht aus stark schluffigem Sand, die durch einen mittleren bis
starken Skelettanteil (Kalksteine) gekennzeichnet ist. Von den unterlagernden, sandig-grusig
bis schluffig verwitternden Karbonaten unterscheidet sie sich durch ihre Farbe (7,5 YR 3/4
bis 8,75 YR 4/4 gegenüber 10 YR 4(,5)/4) und den Gehalt an bröckeligen, rötlichen (5 YR 4/4
bis 4/6) Tonlinsen. Letztere entstammen den Zechstein-Tonen und sind nach KULICK
(1997a:137) großflächig in Solifluktionsdecken auf der nordöstlich des Marbeck-Tales beginnenden Hochfläche zwischen Korbach und Dorfitter verbreitet. Demnach sind sie ein deutlicher Hinweis auf die solifluidale Entstehung dieser Schicht, die im folgenden als Basisschutt
bezeichnet wird.
Auf der östlichen Dellenflanke wird der Basisschutt von einer weiteren Schuttdecke
überlagert. Diese ist durch eine hellere, gelblichbraunere Farbe (10 YR 5,5/4) und einen leicht
erhöhten Schluffgehalt von der unterlagernden Strate zu unterscheiden und aufgrund dieser
Merkmale als Deckschutt im Sinne SEMMELs anzusprechen. Auch ihr Skelettgehalt besteht
ausschließlich aus Bruchstückchen des im Untergrund anstehenden Kalksteins.
Den Top der Schichtfolge bilden auf dieser Seite mächtige holozäne Abschwemmassen. Sie weisen insgesamt einen merklich geringeren Skelettgehalt als die pleistozänen Schutte auf und sind weiterhin deutlich geschichtet. Tonige (5 YR 4/6) und schluffig-sandigere (10
YR 4,5/4) Lagen wechseln sich mit dunkel-humosen (7,5 YR 3/2,5) und stärker steinigen
(Kalksteine) Schichten ab.
Auf der westlichen Dellenflanke folgt über dem Basisschutt ein mächtiges Paket aus
Lößlehm, das bis an die Geländeoberfläche reicht. Hier hat sich im Pleistozän aufgrund der
im Vergleich zum Gegenhang günstigeren Reliefposition (Lee-Lage) Löß akkumulieren können, der neben dem Deckschutt wahrscheinlich auch den Mittelschutt repräsentiert. Er besteht
durchgehend aus fast reinem, karbonatfreiem Schluff, was eine Ausgliederung verschiedener
Schichten mit feldbodenkundlichen Methoden unmöglich macht. Im oberen Bereich ist er
aber analog zu den Schichten am Gegenhang mit großer Wahrscheinlichkeit kolluvial überformt worden, der schwache Karbonat- und Skelettgehalt in den oberen Dezimetern der Bohrung DW7 mag hierfür ein Hinweis sein.
Eine Besonderheit dieser Delle ist die Tatsache, daß ihre Flanken nicht mehr von den
verschiedenen pleistozänen Schichten überdeckt, sondern von den anstehenden Zechsteinkarbonaten gebildet werden. Basisschutt, Deckschutt, Lößlehm und Kolluvium streichen nacheinander in der Luft aus. Dies ist ein Hinweis darauf, daß die Delle während des Holozäns im
Gegensatz zur zuvor beschriebenen Form von starker Erosion an ihren Flanken betroffen war,
die hier die pleistozänen Lagen vollständig aberodierte. Die mächtigen Abschwemmassen im
109
Dellenzentrum bilden die zu diesem Prozeß korrelaten Sedimente. Auf die Gründe und die
zeitliche Einordnung der Vorgänge soll erst an späterer Stelle eingegangen werden (vgl. Kap.
3.3.2.6.). Da aber aktuell die Hänge der Delle nicht parallel zu den Höhenlinien, sondern in
Richtung ihres Einfallens gepflügt werden, ist es wahrscheinlich, daß die Abtragungs- und
Akkumulationsereignisse keine reinen Vorzeitvorgänge darstellen, sondern noch bis in die
heutige Zeit hinein andauern. Auch darin unterscheidet sich diese Delle von der zuvor beschriebenen Form. Eine Zerrunsung konnte aufgrund der mächtigen holozänen Füllmassen,
die den Nachweis pleistozäner Deckschichten im Untergrund verhinderten, nicht bestätigt
werden. Sie ist jedoch, wie später noch gezeigt werden soll, nicht unwahrscheinlich.
Eine dritte Delle wurde nördlich des Korbacher Flugplatzes in den Tonsteinen des T2r - T3
abgebohrt (vgl. Abb. 17). Sie liegt in einem Rapsfeld im Einzugsgebiet des zu Beginn dieses
Kapitels beschriebenen Trockentales und ist im Bereich der Catena mit etwa 7° nach Südosten geneigt.
Im Gegensatz zu den zuvor beschriebenen Formen lassen sich im Untergrund dieser
Delle keine mehrgliedrigen Schuttdeckenprofile nachweisen. Das Ausgangssubstrat für die
Bodenbildung besteht hier aus stark tonigem Schluff mit einem mittleren bis starken Skelettgehalt aus eckigen Kalk- und kleineren Tonsteinen. Dieser Steingehalt läßt die genetische
Deutung als pleistozäne Schuttdecke vermuten, da jedoch auch in die Tonsteine des T2r - T3
immer wieder schluffige bis sandige Karbonate eingeschaltet sind (vgl. KULICK 1997a:83ff),
kann es sich ebenso um das verwitterte Anstehende handeln, was dann auch die fehlende
Schichtung und große Mächtigkeit dieser Sedimente erklären würde. Allerdings könnte die
fehlende Schichtung auch durch starke Bodenerosion hervorgerufen worden sein, die zur Abtragung der evtl. vorhandenen übrigen Schuttdecken geführt hat.
Sicher ist dagegen, daß auch die Tiefenlinie dieser Delle von kolluvialen Abschwemmassen erfüllt ist. Im Gegensatz zum liegenden Substrat, das einen mittleren Karbonatgehalt aufweist, sind sie karbonatfrei und auch nur sehr schwach steinig. Außerdem
besteht das Skelett nicht mehr aus Kalksteinen, sondern nur noch aus flachen, linsenförmigen
Tonsteinen. Zusammen mit dem geringeren Tongehalt des Feinbodens erlauben diese Merkmale eine sichere Abtrennung von den unterlagernden Sedimenten.
110
F1
F2
F3
F4
F5
F6
1m
1m
1m
1m
1m
1m
2,5° SW
4° SW
5° SW
Ap, Ut4, Gr0
5YR3/3, c1
7° SO
8° NO
3° NO
Ap, Ut2-3, Gr2
5YR3,5/3, c0
Ap, Ut4, Gr2
Ap, Ut3, Gr1
5YR3/3, c1
5YR3/3, c2
0.27
0.30
0.30
Ah-Bv, Ut4, Gr2
0.36
Ah-Bv, Ut4, Gr2
5YR3,5/3, c3.3
Ah-Bv, Ut4, Gr2
0.42
5YR3,5/3,5, c0
5YR3,5/3, c2
0.50
5YR3,5/3, c3.3
M, Ut3, Gr1
M, Ut2, Gr1
5YR3,5/3, c0
0.54
Bv, Ut3, Gr3-4
2,5YR3/4, c3.3
Bv, Ut4, Gr3
Bv, Ut4, Gr3-4
5YR4/3, c3.3
Bv, Ut4, Gr2
5YR4/3, c3.3
5YR4/3, c3.3
0.85
IIBv, Ut4, Gr3
5YR4/3, c3.3
1.00
Braunerde
1.00
Braunerde
1.00
Kolluvisol
1.00
Kolluvisol
1.00
Braunerde
1.00
Braunerde
Legende
Ton, tonig
Schluff, schluffig
Abb. 17: Dellenquerprofil
nördlich des Korbacher
Abb. 17: Dellenquerprofil
nördlichFlughafens
des Korbacher Flughafens
111
Aufgrund der fehlenden Schichtung und unsicheren genetischen Deutung des liegenden Materials kann über den Zeitraum der Entstehung dieser Delle nichts Genaues gesagt
werden. Eine pleistozäne Genese ist ebenso möglich wie eine holozäne, in letzterem Fall
würde es sich dann um eine typische Kulturdelle handeln, die allein durch Abspülung unter
Acker entstanden ist. Da sie jedoch deutlich auf den Talanfang des beschriebenen pleistozänen Trockentals ausgerichtet ist, ist eine eiszeitliche Entstehung zeitparallel zur Genese des
Trockentales wahrscheinlicher.
3.3.2.6. Junge Reliefformung
Die Untersuchungen in Dellen und Trockentälern haben gezeigt, daß diese ursprünglich
pleistozänen Formen im Holozän durch Erosions- und Akkumulationsvorgänge eine z.T erhebliche Umgestaltung erfahren haben. Wie schon mehrfach erwähnt, stellt das Holozän jedoch einen Zeitabschnitt dar, der natürlicherweise durch weitgehende Formungsruhe
gekennzeichnet ist. Somit ist es notwendig, den anthropogenen Einfluß und die durch ihn hervorgerufenen Veränderungen des Naturhaushaltes (Zerstörung und Beseitigung der natürlichen Vegetationsdecke durch Rodungen, Ackerbau usw.) als einen formenden Faktor in die
Überlegungen miteinzubeziehen.
Eine Ausgestaltung des Kleinreliefs und die Formung auf landwirtschaftlich genutzten
Flächen als Folge von anthropogen induzierten Bodenerosionsprozessen ist in der Literatur
schon vielfach beschrieben worden (vgl. z.B. SEMMEL 1974, HARD 1976, HEMPEL 1954,
1971, 1976, LINKE 1976, RICHTER 1976, THIEMEYER 1988). Hierbei muß zwischen linienhafter Erosion und flächenhafter Denudation unterschieden werden. Erstere führt durch
die Anlage von Runsen und anderen linearen Formen zur Reliefversteilung, während letztere
eine Verflachung des ursprünglichen Reliefs zur Folge hat (vgl. THIEMEYER 1988:118).
Diese glättende Wirkung wird durch die mit den Abtragungsvorgängen zusammenhängenden
Akkumulationen noch unterstützt.
Bodenerosion wird primär durch die Beseitigung der natürlichen Vegetationsdecke,
d.h. durch Waldrodungen, ausgelöst. Rodungen fanden in größerem Umfang erstmals im Neolithikum statt, so daß anthropogen induzierte Bodenerosion im wesentlichen ein Prozeß der
letzten 7000 Jahre ist. Während dieser Zeit kam es immer wieder zu Ausweitungen der agraren Nutzfläche, die allerdings auch von Wüstungsperioden, in denen der Wald die ehemaligen
112
Ackerländereien zurückeroberte, unterbrochen wurde. Folglich wechselten sich auch Phasen
mit stärkerer und schwächerer Bodenerosion ab.
Im folgenden soll, zunächst am Beispiel der Dellen, die junge Reliefformung im Untersuchungsgebiet kausal näher untersucht und zeitlich eingeordnet werden. Gerade die zeitliche Einordnung muß jedoch immer vor dem Hintergrund der fehlenden absoluten Zeitmarker
gesehen werden (vgl. Kap. 3.3.2.5.). Sie stützt sich allein auf den Literaturvergleich mit ähnlichen Untersuchungen zur anthropogenen Reliefformung und muß deshalb zu einem gewissen Teil spekulativ bleiben. Anschließend werden aus dem Untersuchungsgebiet noch weitere
Beispiele für junge, anthropogene Reliefveränderungen beschrieben.
THIEMEYER (1988:123) gliedert anhand seiner in hessischen Lößgebieten gewonnenen
Ergebnisse die Entwicklung einer „Idealdelle“ im Holozän in 4 Phasen:
1. Formungsruhe vor Beginn der landwirtschaftlichen Nutzung (Rodung) im Atlantikum (ca.
6500 bis 3800 v. Chr., vgl. RITTWEGER 1997:242), denn unter Wald findet unter natürlichen Bedingungen kein Bodenabtrag statt.
2. Anschließend kommt es bei langsam zunehmender Bevölkerung und sich ausdehnender
landwirtschaftlicher Nutzfläche zu ersten Bodenerosionserscheinungen, die jedoch nicht
zur Zerrunsung führen.
3. Gravierende Schäden treten erst seit dem Spätmittelalter (13.-15. Jahrhundert n. Chr.) auf.
Die Dellen werden durch Runsen- und Kerbenbildung zerschluchtet.
4. Schließlich kommt es durch natürliche Verfüllung, später auch durch verbesserte Techniken in der Landwirtschaft, zur Verfüllung und Wiederherstellung der alten Oberflächenform der Delle.
Auf verstärkte Bodenerosion und Zerrunsung seit dem Spätmittelalter haben neben
THIEMEYER schon eine Reihe anderer Autoren aufmerksam gemacht. Dabei fällt aber auf,
daß die Gründe für diesen Prozeß sehr unterschiedlich beurteilt werden. Manche Autoren führen die verstärkte lineare Erosion auf extreme Witterungsereignisse zurück, die mit hygrischen Klimaschwankungen während der Kleinen Eiszeit einhergingen (vgl. BORK 1983;
1985, in THIEMEYER 1988:125), während andere die Runsenbildung mit Veränderungen in
der Agrarstruktur (z.B. Wüstungsereignisse, veränderte Anbautechniken) erklären. HARD
(1976:205) beschreibt aus Lothringen, der Saargegend und der Westpfalz im 18. Jahrhundert
eine Phase linearer Erosion, die mit dem Übergang von der extensiven Feld-GrasWechselwirtschaft zum Dauerackerbau in zelgengebundener Dreifelderwirtschaft mit
113
Schwarzbrache begann und erst mit Einführung der besömmerten Brache bzw. Fruchtwechselwirtschaft und der beginnenden Vergrünlandung endete. Flurbereinigungsmaßnahmen haben nach LINKE (1976:313) durch die Beseitigung erosionshemmender Kleinformen wie
Wege und Ackerraine und die Vergrößerung des Einzugsgebietes der Dellen ebenfalls zur
Zerrunsung geführt. Nicht zuletzt wird auch das Wüstfallen von Ackerland immer wieder als
Grund für verstärkte lineare Erosion genannt (z.B. RICHTER/SPERLING 1967 in THIEMEYER 1988:126) Dementsprechend kommt RICHTER (1976:13, in THIEMEYER
1988:126) zu dem Schluß, daß eine monokausale Erklärung für diese Prozesse nicht möglich
ist, sondern vielmehr eine Gleichwertigkeit der verschiedenen Ursachen angenommen werden
muß.
Es liegt nahe, diese zeitliche und kausale Einordnung auf die zuvor betrachteten Dellen zu
übertragen. Da es sich, wie nicht zuletzt die Ortsnamen beweisen, bei der Korbacher Fläche,
auf der sich die untersuchten Formen befinden, um ein schon lange besiedeltes Gebiet sowie
einen geologisch-morphologischen Gunstraum handelt, ist mit einer schon früh einsetzenden
und langandauernden landwirtschaftlichen Nutzung zu rechnen, die sicherlich auch zu
Bodenerosionserscheinungen nicht erst seit dem Spätmittelalter geführt hat. Die im Marbecktal erbohrten mächtigen Auelehme (vgl. Kap. 3.4.2., Bohrung L10) mögen hierfür ein Hinweis sein. Die erwähnten klimatischen Ursachen spielen m.E. nur eine untergeordnete Rolle
im Komplex der Faktoren, die für die holozänen Erosionsvorgänge verantwortlich gemacht
werden. Schon RICHTER (1976:5) billigt ihnen bestenfalls eine auslösende und verstärkende,
nicht aber ursächliche Bedeutung zu. Die eigentliche Voraussetzung muß vielmehr im Wirken
des wirtschaftenden Menschen gesucht werden.
Nach ENGELHARD (1971:135ff) wurde das Gebiet der Korbacher Fläche mindestens
seit Beginn des 16. Jahrhunderts, wahrscheinlich auch schon früher, überwiegend durch zelgengebundene Dreifelderwirtschaft mit Brache bewirtschaftet. Hierbei ist die gesamte Feldgemarkung eines Dorfes in drei Großfelder (Zelgen) aufgeteilt, in denen die Äcker der
einzelnen Bauern liegen. Eine Zelge, das sog. Winterfeld, wird mit Wintergetreide, die zweite, das Sommerfeld, dagegen mit Sommergetreide bestellt, die dritte Zelge liegt brach. Durch
ein Rotationssystem wird die Zuordnung der verschiedenen Nutzungen von Jahr zu Jahr verändert. Erst gegen Ende des 18. Jahrhunderts begann man, die Brachzelge mit Blatt-, Hack-,
Hülsen- oder Ölfrüchten zu bestellen. Dieser Prozess ging zunächst nur zögerlich voran, erst
im 19. Jahrhundert wurde er durch die Auflösung der alten Agrarverfassung und das Inkrafttreten neuer Gesetze wesentlich beschleunigt (vgl. a.a.O.:160). Gerade die Zeit vom 16. bis
114
zum 19. Jahrhundert scheint deshalb im Sinne von HARD (1976) die Phase mit der größten
Erosionsgefahr gewesen zu sein. V.a. die Brachzelge, aber auch das Sommerfeld waren der
Erosion über einen längeren Zeitraum hinweg schutzlos ausgeliefert, was ohne Zweifel zu
einem verstärkten flächenhaften Bodenabtrag geführt hat. Ihre große Flächenausdehnung bedingt weiterhin die Möglichkeit einer Konzentration des Abflusses v.a. entlang schon vorhandener Leitlinien wie der Dellen, was auch eine bedeutende lineare Erosion ausgelöst haben
dürfte, die eine Zerrunsung zur Folge hatte. Die Delle am Grand-Berg ist hierfür ein gutes
Beispiel. Der flächenhafte Abtrag der pleistozänen Schuttdecken an den Flanken der zweiten
beschriebenen Delle dürfte ebenfalls zu einem Großteil während dieser Periode stattgefunden
haben.21 Da ihre Hänge jedoch – im Gegensatz zur ersten Delle – noch heute ackerbaulich
genutzt werden, setzt sich der Prozeß mit großer Wahrscheinlichkeit aktuell noch fort. Zwar
vermag die heutige hochentwickelte Agrartechnik eine Zerrunsung schon im Ansatz zu bekämpfen, so daß linienhafte Erosion faktisch bedeutungslos geworden ist, doch darf der flächenhafte Bodenabtrag auch in heutiger Zeit nicht unterschätzt werde, was nicht zuletzt das
Unwetter vom 1. Mai 1998 nördlich der Stadt Marburg im Raum Simtshausen-Todenhausen
gezeigt hat, als von den Äckern abgetragenes Bodenmaterial sogar die Bundesstraße 252 über
mehrere Stunden hinweg blockierte. Am Ende dieses Kapitels soll deswegen ein weiteres
Beispiel für rezente Bodenerosionsprozesse gezeigt werden.
Auch Wüstungsperioden werden immer wieder für eine verstärkte Bodenerosion und Zerrunsung verantwortlich gemacht. Danach soll die Aufgabe landwirtschaftlicher Nutzflächen, die
das Ende einer m.o.w. geordneten Bodenbearbeitung zur Folge hat, starke Bodenerosionserscheinungen nach sich ziehen, die erst mit der Rückeroberung dieser Flächen durch die
natürliche Vegetation enden. Dieser Aussage liegt die Überlegung zugrunde, die sukzessive
Wiederbesiedlung wüstgefallener Fluren gehe so langsam vor sich, daß ein genügend langer
Zeitraum mit nicht bodendeckender Vegetation vorhanden sei, in dem sowohl flächenhafte als
auch lineare Erosion angreifen können. Nach Auskunft von A. FREDE (mündl., 28.10.1998)
ist diese Sukzession abhängig vom Ausgangszustand der aufgegebenen Fläche. So verfilzen
nicht mehr genutze Wiesen, die von vorneherein eine relativ geringe Erosionsgefährdung be-
21
Natürlich sollen hier frühere Erosionsphasen nicht ausgeschlossen werden. Doch dürften diese aufgrund der
extensiveren Nutzung (Wechselsysteme wie Feld-Gras-Wirtschaft, kleinere, nicht in Zelgen konzentrierte Felder) nicht das Ausmaß der hier beschriebenen Phase erreicht haben. Außerdem erreichte auch die Waldzerstörung in Waldeck erst mit der hochmittelalterlichen Rodephase sowie durch das frühneuzeitliche Hüttenwesen
ihren Höhepunkt (vgl. ENGELHARD 1967:122 und Kap. 2.7.1., Fußnote 11), was ebenfalls die Bodenerosion
seit dem Spätmittelalter deutlich verstärkt haben dürfte.
115
sitzen, innerhalb von nur 3 bis 5 Jahren zu einem dichten Altgrasbestand, der nicht nur die
Erosion wirkungsvoll verhindert, sondern auch das Aufkommen von Gehölzen kaum zuläßt.
Erst nach 30 bis 40 Jahren bildet sich durch Samenanflug und/oder unterirdische Baumausläufer vom nahen Waldrand ein Vorwaldstadium, das innerhalb der nächsten 30 bis 50 Jahre
in einen geschlossenen Hochwald übergeht, wodurch größere Erosionsvorgänge auch weiterhin unterbunden werden. Anders sieht es auf ehemaligen Ackerflächen aus. Hier entwickeln
sich nach einer Nutzungsaufgabe zunächst stark lückige Ruderalfluren, die mindestens über
10 (bis 20) Jahre hinweg bei nur langsam steigender Bodendeckung nennenswerte Erosionsvorgänge zulassen, bevor auch sie über ein Vorwaldstadium in den geschlossenen Wald übergehen. Wenn die beschriebenen Sukzessionsfolgen auch je nach den herrschenden
ökologischen Standortbedingungen unterschiedlich sind, machen diese Ausführungen trotzdem deutlich, daß nur auf ehemaligen Ackerflächen flächenhafte und lineare Erosionsprozesse infolge von Wüstungsereignissen in größerem Umfang auftreten können.
Folglich kann auch eine Wüstungsperiode für die zuvor beschriebene Zerrunsung der
Dellen und stärkeren flächenhaften Bodenabtrag verantwortlich sein. KULICK (1997a:234)
erwähnt z.B. am Ellerbruch südlich von Korbach eine (Orts)-Wüstung, die von ENGELHARD (1971:112, Karte 4) wie viele andere Wüstungen im Umland der Stadt in das Spätmittelalter gestellt wird. Allerdings zeigt die Waldeck-Karte von Justus MOERS (1575) im in
Frage kommenden Gebiet auf der Korbacher Hochfläche keinerlei Waldflächen, sondern offenes Gelände. Trotz des relativ kleinmaßstäbigen Übersichtscharakters der Karte darf dies
als Hinweis darauf verstanden werden, daß hier im Spätmittelalter größere Flurwüstungen
nicht stattgefunden haben, was wohl in der naturräumlichen Gunst dieses Raumes begründet
liegt. Somit erscheinen Wüstungen als Ursache für die erwähnten Bodenerosionserscheinungen auf der Korbacher Hochfläche eher unwahrscheinlich.
Anders sieht es im Gebiet des Westheimer Abbruchs und den östlich anschließenden Buntsandsteinbergländern aus. Im Gegensatz zur Korbacher Hochfläche gibt es hier eine Vielzahl
von Orts- und Flurwüstungen, die zu einem Großteil noch heute unter Wald liegen. Hier ist es
also zu ausgeprägteren Wüstungsvorgängen gekommen, die auch mit stärkeren Erosionsvorgängen verbunden waren.
Am Südhang der Korbacher Marke findet sich östlich der L 3083 bei Punkt 411.1 im Einzugsbereich eines kleinen Tales unter geschlossenem Hochwald ein verzweigtes Netz aus
durchschnittlich 1,5 m tiefen, kerbenförmigen Erosionsrinnen (vgl. Foto 11). Ihre Hänge sind
116
genauso wie ihr Tiefstes mit Bäumen bestanden. Ein Schurf in einer dieser Kerben erbrachte
folgendes Profil:
Abb. 18: Schnitt durch eine Erosionsrinne am Südhang der Korbacher Marke
Unter einer 3 cm mächtigen organischen Auflage aus Buchenlaub und Wurzelfilz folgt
eine knapp 50 cm dicke Schicht aus stark sandigem Lehm (Ls4), die durch einen mittleren
Gehalt an kantigen Steinen (fX3) und einen schwachen Grusanteil (Gr2) gekennzeichnet ist.
Ihre Farbe ist dunkel-rötlichbraun (5 YR 4/4). Sie wird als pleistozäne Schuttdecke angesprochen. Die Steine weisen z.T. eine Umrindung aus Eisen- und Manganoxiden auf, was auf eine
Eisenmobilisierung im Zuge der Verwitterung hinweist. Kleinere Eisen-Mangan-Knöllchen
geben daneben einen Hinweis auf eine leichte hydromorphe Überprägung dieses Horizontes.
Diese ist wohl eine Folge der im Untergund der Schuttdecke anstehenden Gesteine des
Waldeck-Porensandsteins, denn es wechseln sich hier poröse, stark verfestigte reine Sandsteine von gelblich-brauner Farbe (7,5 YR 4/6) mit dünnen Lagen aus stark sandigem Ton ab, die
sich auch farblich deutlich von den Sandsteinen abheben (2,5 YR 3/4). Diese Wechsellagerung von Sand- und Tonsteinen ist nach KULICK (1997a:114) ein typisches Merkmal des
117
Waldeck-Porensandsteins. Die Rinne selbst wird von einem stark humosen Kolluvium ausgekleidet, das in ihrer Tiefenlinie eine Mächtigkeit von 28 cm erreicht. Der aktuelle Grundwasserspiegel lag zur Zeit der Aufnahme 18 cm unterhalb des Kerbenbodens.
Die Erosionsrinnen vereinigen sich am Beginn eines kleinen Tales, das südlich der Korbacher
Marke den Westheimer Abbruch tief zerschneidet. Dieses vollständig bewaldete Tal wurde in
einer ostnordost-westsüdwest verlaufenden Catena abgebohrt, deren Ergebnisse in Abb. 19
dargestellt sind. Die Bohrungen M7 und M2 entsprechen dabei weitestgehend den Profilen
von M6 bzw. M1, weshalb sie in der Abbildung nicht näher erläutert werden.
An der östlichen Talflanke (Bohrungen M1 und M2) wird der anstehende WaldeckPorensandstein mindestens von zwei verschiedenen pleistozänen Schuttdecken überdeckt.
Zuunterst liegt eine dunkel-rötlichbraune (5 YR 4/4), mittel steinige Schicht aus schwach tonigem Sand, die von einer wesentlich schluffreicheren und heller gelblich-braunen (7,5 YR
4/6) Lage überdeckt wird. Diese Merkmale identifizieren sie als Deck- bzw. Basisschutt im
Sinne SEMMELs. Im steileren Unterhangbereich (Bohrung M3) ist nur noch der Basisschutt
vorhanden, der Deckschutt ist entweder abgetragen oder in dem etwa 50 cm mächtigen humosen Kolluvium aufgearbeitet, das ihn hier stratigraphisch ersetzt.
Am gegenüberliegenden Talhang konnte als unterste Strate ebenfalls der Basisschutt
angetroffen werden, der hier die gleichen Merkmale aufweist wie zuvor beschrieben. Im oberen Hangbereich wird er wiederum vom Deckschutt überlagert (Bohrung M8), der am steileren Unterhang durch ein mindestens bis zu 1,8 m mächtiges Paket aus entkalktem Lößlehm
abgelöst wird (Bohrungen M7 und M6). Im Gegensatz zum nach Westen exponierten Gegenhang herrschten hier aufgrund der Lee-Lage während der letzten Eiszeit günstige Bedingungen zur Lößanwehung. Somit muß damit gerechnet werde, daß dieses Paket hier neben dem
Deckschutt auch den Mittelschutt repräsentiert, eine Vermutung, die durch die in Bohrung
M6 festgestellte undeutliche Zweigliederung in eine sehr schwach steinige, rötlich-braune
(7,5 YR 4/4) obere und eine steinfreie, gelblich-braune (10 YR 4/4) untere Lage unterstützt
wird.
Auffällig ist, daß das im großen und ganzen muldenförmige Querprofil in der Mitte
des Tales durch einen maximal bis zu 5 m tiefen, steilwandigen Tobel zerschnitten wird, auf
dessen Sohle der heutige Bach mäandriert. Bohrung M5 wurde am Unterhang der westlichen
Tobelwand abgeteuft. Sie liegt in ihrer gesamten Tiefe im Basisschutt, während die direkt
118
Abb 19: Talquerprofil südlich der Korbacher Marke
Mächtigkeit der Schichten nicht maßstabsgerecht
Kartengrundlage: TK 1:25000, Blatt 4719 Korbach
M6
Legende
2m
6° ONO
+
0.02
L , (Buchenlaub)
0.11
O-Ah
Ton, tonig
Kies
Schluff, schluffig
Lößlehm
Sand, sandig
organische Auflage
Z
Sandstein, verwittert
Z
Z
+
M4
Abb 19: Talquerprofil südlich der Korbacher Marke
+
M1
1.40 m
1,30 m
0.02
+
L+O , (Buchenlaub)
+
M8
+
M5
3° W
M3
0.02
0.10
1m
1m
1m
0.02
0.09
L , (Buchenlaub)
O-Ah
Ah-Bv, Slu, Gr2
7,5YR3/2, c0
0.32
Bv, Sl3, Gr2
7,5YR4/6, c0
0.03
nach
unten
gelblicher
O-Ah
Bv, Slu, Gr3
Bv, Uu, Gr1
7,5YR4/4, c0
7° ONO
L, (Buchenlaub)
0.15
15° WSW
L
O-Ah
aM, Sl2, Gr2
5YR3/2, c0
0.02
0.13
(10YR4/4)
L , (Nadelstreu)
0.35
O-Ah
M, Slu, Gr2
5YR4/4, c0
und
7,5YR4/4, c0
0.48
Gr0
IIBv, St2-Ss, Gr3
5YR4/4, c0
0.53
Bv, St2, Gr2
5YR4/4, c0
werdend
IIBv, St2, Gr3
5YR4/4, c0
1.00
1.10
IIBv, St2, Gr3
5YR4/4, c0
Z
IIBv, St2, Gr3
5YR4/4, c0
1.00
Braunerde aus DS ü. BS
2.00
Braunerde aus Lößlehm ü. BS
Z
Kies
Z
Z
1.78
IICv
Z
Z
1.00
Braunerde im BS
Z
1.40
Vega, allochthon
1.00
Kolluvisol ü. BS
1.30
Braunerde aus DS ü. BS
119
oberhalb der Wand befindliche Bohrung M6 noch überwiegend im Lößlehm liegt. Es zeigt
sich, daß die verschiedenen Schichten schon vorhanden waren, als diese Eintiefung stattfand,
da sie durch den Tobel seitlich angeschnitten wurden. An der gegenüberliegenden Tobelflanke konnten ähnlich aussagekräftige Ergebnisse leider nicht gewonnen werden, da sie durch
die Anlage eines Waldweges stark gestört ist. In der Tiefenlinie selbst (Bohrung M4) liegt
über dem anstehenden Waldeck-Porensandstein zunächst eine knapp 10 cm mächtige Kieslage aus Sandsteinen, die im Hangenden von etwa 1 m humosem Solummaterial überlagert
wird, das wahrscheinlich von den Hängen im Einzugsbereich des Baches stammt und hier bei
geringer werdendem Gefälle vom Bach abgelagert wurde. Trotz des hochanstehenden
Grundwassers ist diese Schicht nicht durch Hydromorphiemerkmale überprägt. Allerdings
finden sich im verwitterten Anstehenden kleine graue Tonlinsen, die als Hinweis auf eine
hydromorphe Überprägung (reduzierte Eisen und Manganverbindungen) dienen können.
Verknüpft man die durch den Schurf und die Catena gewonnenen Erkenntnisse miteinander,
so stellt sich die jüngere Morphogenese dieses Raumes wie folgt dar:
Die Einschneidung sowohl des Tobels als auch der kerbenförmigen Erosionsrinnen im
Einzugsbereich des Tales durch die pleistozänen Sedimente bis tief in die anstehenden Sandsteine beweist eindeutig, daß beide Formen erst nacheiszeitlich angelegt wurden. Ausgangszustand war ein durch Lößakkumulation und Solifluktionsprozesse leicht muldenförmig
ausgestaltetes Tal. Nachdem der Mensch im Einzugsbereich dieses Tales den natürlichen
Wald rodete, erhöhte sich der Oberflächenabfluß derart, daß der Bach sich in einem steilwandigen Tobel in die pleistozänen Sedimente einschneiden konnte. Die Kieslage in Bohrung M4
stellt die damaligen, der Abflußmenge und –geschwindigkeit entsprechend grobkörnigen
Bachsedimente dar. Gleichzeitig dürfte auf der gerodeten Fläche infolge der agraren Nutzung
flächenhafte Bodenerosion eingesetzt haben, die sich nach deren Wüstfallen noch verstärkte.
Aus diesem Grund konnte im Bereich der durch die Kerben markierten Wüstungsflur auch
nur eine Schuttdecke – der Basisschutt – nachgewiesen werden, da der Deckschutt hier im
Gegensatz zu den umliegenden Flächen der Erosion zum Opfer fiel.
Die kerbenförmigen Erosionsrinnen enstanden ebenfalls in diesem Zeitraum, allerdings ist nicht klar, ob sie Folge oder Ursache des Wüstfallens waren. Aufgrund der Ausführungen in den vorangegangenen Abschnitten dürfte ersteres jedoch wahrscheinlicher sein.
Möglicherweise setzte die Zerrunsung schon auf den noch genutzten Äckern ein und konnte
sich nach deren Aufgabe nochmals verstärken.
120
Das innerhalb des Tobels erbohrte Solummaterial ist das korrelate Sediment zu den
beschriebenen Erosionsvorgängen. Es konnte im Bereich der Catena in großer Mächtigkeit
abgelagert werden, da hier das Gefälle des Tales deutlich abnimmt. Daneben verringerte sich
aufgrund der allmählichen Wiederbewaldung des Gebietes auch der Oberflächenabfluß, so
daß die Erosions- und Transportkraft des Baches nachließ, was ebenfalls zu verstärkten Akkumulationsprozessen von feinkörnigem Sedimentmaterial führte. Letztendlich konnte sich so
ein neuer Gleichgewichtszustand einstellen, in dessen Folge der Bach auf diesen von ihm
abgelagerten Sedimenten mäandriert. Heute herrscht aufgrund der geschlossenen Bewaldung
sowohl im Tal selbst als auch auf den Hängen im Einzugsbereich weitgehend Formungsruhe.
Wahrscheinlichster Zeitraum für die Rodung und die nachfolgenden Erosionsprozesse ist die
hochmittelalterliche Rodephase und die anschließende spätmittelalterliche Wüstungsperiode.
Nach BORN (1989:49) zielten die seit dem 11. Jahrhundert aufgrund des wachsenden Bevölkerungsdruckes einsetzenden gelenkten und ungelenkten Rodungsmaßnahmen v.a. auf die bis
dato überwiegend noch unbesiedelten Buntsandsteinbergländer sowie die höheren Lagen der
Mittelgebirge. Das führte dazu, daß die Siedlungsräume im Hochmittelalter in einem sowohl
vorher als auch später nicht gekannten Maße auf geologisch-pedologische und klimatische
Grenzräume ausgriffen (vgl. a.a.O.:60), was angesichts der zu jener Zeit herrschenden günstigen Klimabedingungen („mittelalterliches Optimum“) möglich war. Im späten Mittelalter
mußten jedoch viele der neu gegründeten Siedlungen und die dazugehörigen Fluren aufgrund
verschiedenster Ursachen wieder aufgegeben werden. Hier seien v.a. die Klimaverschlechterung im Zuge der Kleinen Eiszeit, die zu Mißernten und Hungersnöten führte, die großen
Pestepidemien, aber auch die verstärkte Siedlungskonzentration infolge der mittelalterlichen
Stadtgündungen genannt.
Nach ENGELHARD (1971:111f) hat die spätmittelalterliche Wüstungsphase in
Waldeck v.a. in den Buntsandsteinbergländern und im Schiefergebirge zu hohen Siedlungsund Flurverlusten geführt. Mehr als die Hälfte der ehemals bestehenden Dörfer sind durch
den Wüstungsprozeß ausgelöscht worden. Die Korbacher Marke gehört wie das gesamte östliche Untersuchungsteilgebiet zu diesen Buntsandsteinlandschaften, folglich ist es hier im
Gegensatz zur Korbacher Hochfläche zu ausgeprägten Wüstungserscheinungen gekommen.
Dementsprechend hoch ist die Anzahl der im östlichen Vorland des Westheimer Abbruchs
vorzufindenden Ortswüstungen (z.B. Hessinghausen, Reckeringhausen, Wammeringhausen
u.a.), die ENGELHARD (1971:112, Karte 4) allesamt in das Spätmittelalter stellt. Zwei hier121
von, namentlich die von Eidinghausen und Holzhausen, befinden sich dazu in unmittelbarer
Nähe der beschriebenen Wüstungsflur, was die zeitliche Einordnung nochmals unterstützt.
Die Wüstung Holzhausen, die sich als einzige der angesprochenen Wüstungen im Untersuchungsgebiet befindet, soll zum Abschluß dieses Kapitels noch etwas näher beschrieben
werden. Sie liegt in einem muldenartigen Talschluß westlich der Geländestufe des Westheimer Abbruchs, die an dieser Stelle von Osten her durchgehend zerschnitten wird. Eine solche
Lage an der Grenze zweier Ökotope – auf der einen Seite der Talgrund, auf der anderen die
höhergelegenen Gebiete außerhalb der Talmulde – ist für das mittelalterliche Dorf typisch
(vgl. ENGELHARD 1971:107 und KÜSTER 1996:176f). Sie ermöglichte eine ideale funktionale Verknüpfung mit den wichtigsten Wirtschaftsbereichen der Flur, einerseits dem feuchteren Weideland im Tal und andererseits dem trockeneren Ackerland auf den umliegenden
Höhen.
Der rückwärtige, von zechsteinzeitlichen Grenzsanden gebildete Hang dieser Talschlußmulde
ist durch mehrere Stufen deutlich terrassiert (vgl. Foto 10). Die Stufen wurden bei ersten Geländebegehungen als ehemalige Ackerterrassen gedeutet, die heute unter Gras liegen und als
Weideland genutzt werden. Aus diesem Grund wurden sie im Zuge der Untersuchungen zur
jungen Reliefformung durch mehrere Bohrungen genauer analysiert (vgl. Abb. 20).
Die Bohrungen H1 und H3 wurden in den stufenferneren Bereichen der flacheren
Hangabschnitte abgeteuft. Über den anstehenden Grenzsanden konnten hier keinerlei pleistozäne Deckschichten angetroffen werden, ein durchschnittlich 20 cm mächtiger Ah-Horizont
liegt direkt auf den verwitternden Sandsteinen. Dementsprechend sind die Böden als
flachgründige Ranker anzusprechen. Die Bohrungen H2 und H4 befinden sich dagegen direkt
oberhalb der Stufen. Den Erwartungen entsprechend konnte in diesen Bereichen ein etwa 50
bis 60 cm mächtiges, steiniges Kolluvium erbohrt werden, das sich durch seine Homogenität
(gleichmäßige Farbe und Korngröße) vom unterlagernden Verwitterungszersatz abhebt. Gleiches gilt für den Bereich im Vorfeld der untersten Stufe, nur ist das Kolluvium hier aufgrund
der größeren Flächenausdehnung dieses Hangabschnittes im Vergleich zu den zwischen den
Stufen eingeschlossenen Gebieten (= größeres Sedimentliefergebiet) ungleich mächtiger.
Bohrung H5, die am Steilabfall der unteren Stufe niedergebracht wurde, entspricht schließlich
im Profilaufbau den Bohrungen H1 und H3.
Diese Ergebnisse machen deutlich, daß der untersuchte Hang sehr wohl die für Ackerterrassen und die mit ihrer Genese verbundenen morphodynamischen Prozesse typischen
122
Legende
Kartengrundlage: TK 1:25000, Blatt 4719 Korbach
Ton, tonig
Sand, sandig
Z
Schluff, schluffig
Z
Z
Z
Sandstein, verwittert
Abb. 20: Hangprofil Wüstung Holzhausen
H1
H2
H6
1m
1m
1m
3° O
9° O
5° O
Ah(Ap), Su3, Gr4
H4
7,5YR4/3, c0
H3
0.21
Z
0.63 m
M, Su3, Gr2
H5
0.67 m
Z
Z
Z
5YR4/3
Z
0.56 m
14° O
Z
Z
Z
Z
Z
Ah(Ap), Su2, Gr5
Z
Z
25° O
5YR3/3
0.20
Cv, Su3, Gr5
Z
Z
5YR4/4, c0
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Kolluvisol
IICv, Ts3-Ss, Gr5
1.00
Z
Z
Ranker
0.63
Z
2,5YR3/4, c3
Z
2,5YR3/4, c2
Z
Z
Z
Z
Cv, Ss, Gr5
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
0.52
Z
Z
Z
Z
Z
2,5YR3/4, c3
Z
Z
1.00
Z
Z
Cv, Su2, Gr 5
Z
Z
Z
Z
Z
Ranker
2,5YR3/4
Z
Z
Z
Z
IICv, Su2, Gr3
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
5YR4/4, c0
0.18
Z
Z
Z
5YR3,5/4, c0
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
5YR4/3, c0
M, Su3, Gr4
Z
0.62
M, Su3, Gr2
Ah, Su2, Gr4
Z
Z
Z
Z
Z
Z
Z
0.67
Kolluvisol
Abb. 20: Hangprofil Wüstung Holzhausen
Z
Ranker
0.56
1.00
Kolluvisol
123
Merkmale aufweist. In den stufenferneren Bereichen oberhalb der Terrasse wurde das Bodenmaterial abgetragen und entsprechend der Hangneigung hangabwärts verlagert, wobei der
Pflugarbeit eine nicht unwesentliche Bedeutung zukam. Am unteren Ende des Ackers entstand durch diese Prozesse der Stufen- oder Hochrain (vgl. UHLIG 1967:110). Allerdings
zeigen die Untersuchungen auch, daß diese anthropogenen Gestaltungsmaßnahmen nicht allein für die Terrassierung des Hanges verantwortlich sind, da die große Höhe der einzelnen
Stufen nicht nur durch das doch recht geringmächtige Kolluvium erklärt werden kann. Vielmehr dürfte hier schon eine natürliche Treppung vorhanden gewesen sein, die sich die damaligen Ackerbauern bei derAnlage ihrer Felder zu nutze machten.
Diese natürliche Treppung läßt sich mit der Petrographie der Grenzsande erklären.
Verschiedene Aufschlüsse in der näheren Umgebung der Stadt Korbach zeigen, daß sich innerhalb der Grenzsande lockerere Partien mit stärker verfestigten, überwiegend karbonatisch
gebundenen Bänken abwechseln. Im Kleinen konnte diese Abfolge beispielsweise in der
Sandgrube südlich Nieder-Ense beobachtet werden. Dementsprechend sind die Stufen auf
härtere und die dazwischenliegenden flacheren Abschnitte auf weichere, nicht so erosionsresistente Schichten innerhalb der Grenzsande zurückzuführen, was auch die geringe Eindringtiefe der Bohrung H4 in das Anstehende erklärt.
Schließlich soll aus dem Gebiet der Wüstung Holzhausen noch ein Beispiel für rezente
morphodynamische Prozesse gezeigt werden. Zwischen den beiden das Gebiet entwässernden
Bächen liegt ein von der terrassierten Rückwand der Talschlußmulde spornartig nach Osten
vorspringender Hügel, der wie die Rückwand selbst von den zechsteinzeitlichen Grenzsanden
gebildet wird. Der Hügel wird ackerbaulich genutzt, wobei die Pflugrichtung z.T. senkrecht
zu den Höhenlinien verläuft, was bei den schluffig-feinsandig verwitternden Grenzsanden
zwangsläufig zu Bodenerosionsprozessen führen muß. Diese sind schon optisch gut erkennbar, da die jungen Getreidepflanzen am Fuß des Hügels teilweise von abgeschwemmtem Bodenmaterial überdeckt werden (vgl. Foto 12). Die direkt am Hangfuß gesetzte Bohrung H7
bestätigt diese Erkenntnisse. Sie durchteuft in ihrer gesamten Erstreckung (1 m Endteufe) ein
sehr schwach steiniges Kolluvium aus stark schluffigem Sand, das von den Hängen abgetragen und hier in großer Mächtigkeit akkumuliert wurde. Demgegenüber erreicht Bohrung H8,
auf der Spitze des Hügels gelegen, bereits nach 66 cm die anstehenden Grenzsande, da das
allseitig abfallende Gelände in Verbindung mit der landwirtschaftlichen Nutzung zu verstärktem Bodenabtrag geführt hat. Das hier erbohrte Bodenprofil ist demnach als relativ
flachgründige Braunerde anzusprechen (Ap: 0-27 cm/Bv: 27-66 cm/Cv: 66-100 cm).
124
Auf die zahlreichen anderen morphologischen Kleinformen, die auf junge bis rezente, anthropogene Morphodynamik zurückzuführen sind, soll an dieser Stelle nicht näher eingegangen
werden. Zu nennen wären z.B. Steinbrüche, Sandgruben, Straßen- und Wegböschungen oder
Elemente des agrarmorphologischen Formenschatzes wie Acker-, Stufen- oder Hochraine, die
sehr häufig v.a. an der Grenze Grünland-Ackerland auftreten, wobei ihre Mächtigkeit oft nur
wenige Dezimeter erreicht. Die auffälligeren dieser Formen sind in Karte 6 eingezeichnet.
Die auf den Gold- und Kupferschieferbergbau zurückzuführenden Reliefelemente wie Pingen,
Wasch- und Abraumhalden werden in den Kapiteln 3.6.1 und 3.6.2. beschrieben; auch sie
sind in ihrer räumlichen Verteilung Karte 6 zu entnehmen.
3.4. ÜBERBLICK ÜBER DIE BÖDEN
3.4.1. Methodische Vorgehensweise
Analog zu den Untersuchungen zur Morphogenese wurden auch die bodenkundlichen Feldaufnahmen nach dem Catena-Prinzip durchgeführt. In jeder der drei geologischmorphologischen Großeinheiten des Untersuchungsgebietes (Schiefergebirge, Zechsteinumrahmung und Buntsandsteinbergland) wurde an ausgewählter Stelle jeweils eine Catena gelegt (vgl. Karte 5), entlang derer die Bodenerkundungen vorgenommen wurden. Diese
erfolgten wiederum mittels eines Pürkhauer-Bohrstockes von 1 m Länge, der im Bedarfsfall
auf 2 m verlängert wurde. Der Abstand der Bohrpunkte wurde je nach den vor Ort herrschenden Reliefverhältnissen variiert, um die Bodenverteilung in Abhängigkeit vom Relief darstellen zu können, was v.a. für die Beschreibung anthropogener Überprägungen der
ursprünglichen Bodenprofile von Bedeutung war.
Die aufgenommenen Profile wurden analog zu den morphogenetischen Untersuchungen mit Hilfe von ausgewählten feldbodenkundlichen Methoden (vgl. AG BODEN 1994)
beschrieben und nach einer daraus abgeleiteten Horizontausgliederung bodentypologisch eingeordnet. Daneben wurden jeweils Angaben zum Relief (Lage, Hangneigung, Exposition),
zum geologischen Untergrund und zu Vegetation und Landnutzung notiert. Die Darstellung
der Ergebnisse orientiert sich an Abb. 8 (vgl. S. 76).
125
Zusammen mit den in den vorangegangenen Kapiteln beschriebenen morphogenetischen Bohrungen, die ebenfalls bodentypologisch angesprochen und eingeordnet wurden,
standen so insgesamt 102 Profile als Grundlage für die Darstellung der Bodenverteilung im
Untersuchungsgebiet zur Verfügung. Die Ergebnisse sollen im folgenden erläutert werden.
3.4.2. Die Ergebnisse der bodenkundlichen Kartierung
Catena Oberes Marbecktal
Die erste Catena befindet sich im Schiefergebirgsteil des Untersuchungsgebietes. Sie quert
auf der Höhe von Lengefeld das obere Marbecktal vom Welschen Lied bis auf den Südabhang
des Lengefelder Berges (vgl. Abb. 21).
Bohrpunkt OM1 liegt auf einem Acker am Osthang des Welschen Liedes. Der geologische Untergrund besteht aus unterkarbonen Grauwacken-Tonschiefer-Wechselfolgen. Hier
konnte sich eine Braunerde mit einem durch die landwirtschaftliche Nutzung bedingten Pflughorizont entwickeln. Ob der Bv-Horizont dabei in einer pleistozänen Schuttdecke oder in der
Verwitterungszone der anstehenden Gesteine ausgebildet ist, war mittels feldbodenkundlicher
Methoden nicht mit letzter Sicherheit zu entscheiden. Wahrscheinlicher ist die erste Möglichkeit, da seine gelblich-braune Farbe (10 YR 4/4) und sein stark schluffiger Feinbodenanteil
(Uls) eine äolische Lößbeimengung vermuten lassen.
Bohrpunkt OM2 (in der Abbildung nicht dargestellt) befindet sich etwa 800 m unterhalb von OM1 auf einer mit 4° nach Osten geneigten Mähwiese. Da sich geologisches Ausgangssubstrat und Reliefsituation am Osthang des Welschen Liedes über weite Strecken nicht
ändern, konnte hier ebenfalls eine Braunerde erbohrt werden, die die gleichen Horizonteigenschaften aufweist wie die zuvor beschriebene. Einzig der Pflughorizont ist durch einen geringermächtigen Ah-Horizont ersetzt.
Ähnliches gilt für Bohrung OM3. Sie liegt im oberen Bereich des MarbecktalWesthanges unter Fichtenforst. Auch hier konnte sich eine Braunerde entwickeln, die allerdings einen mächtigen Auflagehorizont aus m.o.w. stark zersetzter Pflanzensubstanz (überwiegend schwer zersetzbare Fichtennadeln) besitzt.
126
Kartengrundlage: TK 1:25000, Blatt 4718 Goddelsheim
Legende
OM4
Ton, tonig
1.74 m
Lehm
Schluff, schluffig
organische Auflage
Sand, sandig
Kalkstein, verwittert
Z
2,5° S
aAh, Ut2, Gr1
10YR3,5/2, c0
0.21
wenig
aGo-Bv, Uls, Gr2
eo+es
8,75YR4/3, c0
0.42
OM1
OM3
OM5
OM7
1m
1m
aGo, Lt2, Gr1
1m
eo+es
1m
1,5° NNO
9° ONO
10YR4/2,5, c0
34° WSW
0.81
L+O
1,5° S
(Nadelstreu)
Ap, Uls, Gr4
0.17
10YR3,5/2, c0
0.26
Ah, Us, Gr3
10YR3/2, c0
L+O
(Laub- u. Nadelstreu)
aGro, Lt2, Gr1
8,75YR4/3, c0
eo+es
z.T. rg
0.26
Ah, Us, Gr5
1.04
0.33
0.30
OM6
0.13
wenig
Bv, Uls, Gr0
10YR3/4, c0
ed
0.09
Bv, Us, Gr5
aGor, Lt2-Ls3, Gr1-3
5G4/1, c0
10YR4/4, c0
0.13
(Laub- u. Nadelstreu)
Ah, Us, Gr0
10YR3/2,5, c0
0.47
Bv, Uls, Gr4
Z
Z
0.56
Verlust
Z
1.37
Bv, Uls, Gr0-1
10YR4/4, c0
Z
10YR3/4, c0
Z
Z
Z
Cv, Uls, Gr4
10YR3/4, c3.3
0.74
IICv, Ls3, Gr4
0.43
Bv, Uls, Gr5
Z
Z
7,5YR4/3, c0
Verlust
Z
Z
Z
Z
Cv, Su3, Gr4
8,75YR3/4, c3.4
10YR4/4, c0
Z
Z
Z
Z
1.00
Braunerde
1.00
Braunerde
1.74
Auengley
Ah, Uls, Gr0
10YR3/3, c0
L+O
3° WSW
10YR4/4, c0
L+O , (Buchenlaub)
0.66 m
10YR3,5/3, c0
Bv, Uls, Gr5
0.43
0.06
1.00
Braunerde aus Solifl.-schutt
Z
0.66
Braunerde
Z
Z
1.00
Z
Braunerde
Abb. 21: Catena vom Welschen Lied zur Höhe westlich Lengefeld
127
Bohrpunkt OM4 befindet sich auf einer z.T. vernäßten Wiese in der Marbeck-Aue.
Der geologische Untergrund besteht aus pleistozänen Fluß- und Solifluktionssedimenten, die
im Holozän von Hochflutlehm überdeckt wurden. Die Wiese selbst wurde auch vegetationsgeographisch untersucht (vgl. Kap. 3.5. und Aufnahme 9 im Anhang). Der Bodentyp ist als
Gley anzusprechen, der sich in den mächtigen holozänen Auenlehmen entwickeln konnte. Der
mit dem Flußwasserspiegel in Verbindung stehende und deshalb stark schwankende Grundwasserspiegel22 bedingt eine starke Rostfleckigkeit fast über das gesamte Profil hinweg. Unterhalb von 125 cm im aGor-Horizont werden die tonig-lehmigen Sedimente zunehmend
sandiger, und der Skelettgehalt steigt merklich an. Dieser Wechsel dürfte den Übergang von
den holozänen Auenlehmen in die unterlagernden pleistozänen Flußsedimente markieren.
Aufgrund von Bohrkernverlusten waren trotz mehrmaligen Nachbohrens keine weiteren Erkenntnisse über diese eiszeitlichen Sedimente zu gewinnen.
Bohrpunkt OM5 liegt im steilen Mittelhangbereich der östlichen Talflanke. Hier
stockt ein dichter Mischwald aus Buchen, Kiefern und Fichten. Im Untergrund stehen wieder
unterkarbone Grauwacken und Tonschiefer an, so daß sich analog zu Bohrung OM3 eine
Braunerde mit mächtiger Rohhumus-Auflage (Buchenlaub und schwer zersetzbare Fichtenbzw. Kiefernnadeln) entwickeln konnte. Allerdings ist der gelblich-braune, lößhaltige BvHorizont auf dieser Talseite deutlich geringmächtiger ausgeprägt als am Osthang des Welschen Liedes. Unterhalb von 30 cm finden sich stattdessen tonigere und rötlich-braunere Sedimente, die der Verwitterungszone des anstehenden Tonschiefers (IICv) entstammen. Die
geringere Mächtigkeit der lößhaltigen Schuttdecke dürfte mit der starken Neigung zu erklären
sein, die eine Ablagerung in vergleichbarer Dimension nicht zuließ oder aber eine starke
postgenetische Abtragung förderte.
Bei Bohrpunkt OM6, am flacheren Oberhang des Marbeck-Tales ebenfalls unter
Mischwald gelegen, tritt eine grundlegende Änderung der Situation ein. Der geologische Untergrund wird nun nicht mehr von karbonen Gesteinen, sondern von Karbonaten des Z1 gebildet. Hier konnte sich nach Entkalkung im oberen Profilteil eine Braunerde entwickeln, Ahund Bv-Horizont sind fast vollständig skelettfrei. Obwohl keine eindeutigen Merkmale für
eine Mehrschichtigkeit dieses Profils erkannt werden konnten, scheint die Entstehung des BvHorizontes allein durch autochthone Verwitterungsprozesse nicht sehr wahrscheinlich, da der
anstehende A1Ca aufgrund seiner großen Reinheit (über 99% Karbonat, vgl. Kap. 3.6.3.3.)
wohl kaum einen so mächtigen residualen Bv-Horizont erzeugen kann. Auch würde eine sol-
22
Vgl. hierzu die Ausführungen in Kap. 3.3.2.4.
128
che Deutung jegliche pleistozäne Solifluktionsprozesse, die frisches, karbonathaltiges Material an der Oberfläche exponiert hätten, ausschließen, was ebenfalls aufgrund der übrigen im
Untersuchungsgebiet gewonnenen Erkenntnisse eher unwahrscheinlich ist. Somit dürfte es
sich bei dem fraglichen Horizont um eine skelettarme Solifluktionsdecke aus Lößlehm handeln. Eine solche konnte im Rahmen der geologischen Kartierung des Blattes 4718 Goddelsheim (vgl. HESSISCHES LANDESAMT FÜR BODENFORSCHUNG (1997b) schon am
Osthang des Lengefelder Berges nachgewiesen werden. Evtl. wäre aber auch eine Deutung
als sehr schwach humoses Kolluvium möglich, das hier in einer Phase fehlender Waldbedeckung abgelagert und dessen ursprünglich wohl relativ geringer Karbonatgehalt bis heute
vollständig ausgewaschen wurde. Möglicherweise kann ein Zusammenhang zwischen dieser
hypothetischen morphodynamischen Aktivitätsphase und der Anlage und Nutzung der frühmittelalterlichen Ringwallanlage „Hühnenkeller“, die nur wenig nordöstlich des Bohrpunktes
auf einem breiten, zur Geländestufe des Eisenberger Abbruchs vorspringenden Kalksteinriegel liegt, hergestellt werden (vgl. GENSEN 1981:2ff, hier auch ein Hinweis auf unter Wald
liegende Ackerterrassen nordwestlich des Ringwalles, vgl. Karte 6).
Für Bohrung OM7, am Südabhang des Lengefelder Berges gelegen, gilt gleiches wie
für Bohrung OM6. Hier konnte sich unter Buchenwald auf den anstehenden Zechsteinkarbonaten ebenfalls eine Braunerde aus Lößlehm bilden, bei der Ah- und Bv-Horizont skelett- und
karbonatfrei sind, während das unterlagernde Material deutlich steiniger und auch kalkhaltig
ist.
Catena Enser Warte – Leitlar
Die zweite Catena verläuft im Bereich der Korbacher Hochfläche zwischen Enser Warte und
Leitlar durch das untere Marbecktal (vgl. Abb. 22). Der geologische Untergrund wird hier
überwiegend von Sedimenten des Plattendolomits (Ca3) gebildet, allerdings stehen an den
steilen Hängen des Tales auch ältere Gesteine des Zechsteins an.
Bohrpunkt L1 befindet sich etwa 20 m nordöstlich der Schutzhütte auf der Enser Warte inmitten eines großen Ackers auf einer flachen Kuppe. Diese Kuppenlage mit allseitig abfallenden Hängen hat in Verbindung mit der intensiven landwirtschaftlichen Nutzung zu
starken Bodenerosionsprozessen geführt, so daß hier über dem stark sandig-grusig verwitternden Plattendolomit nur eine geringmächtige Rendzina angetroffen werden konnte. Die aus
dem schlechten Bohrfortschritt resultierende geringe Endteufe der Bohrung läßt vermuten,
129
Kartengrundlage: TK 1:25000, Blatt 4719 Korbach
Legende
Ton, tonig
Sand, sandig
Lehm
Schluff, schluffig
Kies
Lößlehm
Z
Z
Schluffstein, verwittert
Z
Kalkstein, verwittert
Z
Z
L4
1m
L7
2° SSO
0.79 m
MAp, Sl2, Gr1
L2
7,5YR3/3, c1
L3
0.62 m
11° SW
0.57 m
L1
Ah, Uls, Gr2-3
0.35
7,5YR3/2,5, c3.2
2° W
Ap, Sl2(-3), Gr3
5YR3/3, c3.2
0.41 m
4° W
0.28
Ah(p), Su3, Gr2
7,5YR3/3, c3.2
0.24
0°
Ap, Su2, Gr2
Z
5YR4/4, c3.4
Z
Z
0.57
Bv, Su3, Gr4
0.22
Z
Z
Z
Bv, Su2, Gr4
Cv, Ut2, Gr4
5YR4/3, c3.3
Z
8,75YR3/3, c3.2
Z
Z
0.41
Rendzina
Z
Z
5YR4/4, c3.4
Ah-Cv, Ss, Gr4
Z
Verlust
M, Su2, Gr2
7,5YR3/2,5, c3.2-3.4
0.27
8,75YR3/2, c1-2
0.62
Braunerde
0.57
Braunerde
1.00
Kolluvisol
Z
Z
0.79
Pararendzina
Abb. 22: Catena durch das Marbecktal im Bereich der Marbeckhänge
(Bohrprofile L8 – L18 auf der nächsten Seite)
130
L10
L11
2m
2m
0°
0.11
aAh, Us, Gr0
7,5YR3/2,5, c0
1° NO
M, Us, Gr1
7,5YR4/3, c0
ab 0.40
es+
0.60
aM-Go, Ls2, G1
7,5YR3/4, c0
eo
L8
L12
IIaM, Uls (Ut4), G4
1m
L9
8° SW
Ah, Us, Gr1-2
7,5YR3/3, c3.2
1m
7,5YR4/3, c0
ab 0.90
G4
3° NO
0.75 m
1.16
1.20
6° SW
0.29
M, Us, Gr1-2
7,5YR3/3, c0
Verlust
IIGo, Kiese und Sande
M, Uls, Gr1
7,5YR3/3, c3.2
Bv, Slu, Gr4
1.56
7,5YR3/4, c0
5YR4/4, c3.4
0.75
IIIC, Kiese & Sande
7,5YR3/4, c0
0.63
1.00
0.75
Braunerde
L14
Gr, Kiese & Sande
5YR4/4, c3.4
Kolluvisol
IIBv, Us, Gr2
7,5YR4/4, c0
1.90
IIBv, Slu, Gr4
2.00
10YR3/2, c0
2.00
1.00
Vega
Vega-Gley
Kolluvisol
L15
1.80 m
1.76 m
6° NO
Ap, Uls, Gr1-2
4° ONO
7,5YR3/3, c1
0.23
Bv, Us, Gr2
7,5YR4/4, c0
M, Uls, Gr2
6,75YR3/3, c1
L16
L17
1m
0.90 m
8° ONO
Ah, Uls, Gr0
0.89
5YR3/3, c1
mit
4° ONO
0.21
humosen
Bereichen
L18
Ah-Bv
1.09
0.39
M, Uls, Gr2
7,5YR3/3, c3.2
mit
(Ls4,
IIBv, Tu3-4, Gr1
2,5YR3/4, c2-3.2
7,5YR3/2,5
sandigen,
0°
humosen
& c1
0.50 m
Ap, Su3, Gr2
IIBv, Tu3-4, Gr3
2,5YR3/4, c2-3.2
Bereichen
7,5YR3/2,5, c3.2
Bv, Tu3-4, Gr1
2,5YR3/4, c3.3
0.63
0.27
Z
Z
(7,5YR3/1, c2)
Z
Z
1.80
Braunerde
1.76
Kolluvisol
IICv, Su2, Gr5
10YR4/4, c3.4
Z
Z
Z
Z
1.00
Braunerde
Z
Z
Z
Z
Cv, Su2, Gr3
10YR4/3, c3.3
Z
Z
0.90
Kolluvisol
0.50
Rendzina
131
daß unter dem durch biogene Einarbeitung von humosem Material gekennzeichneten Ah-CvHorizont sehr rasch das m.o.w. unverwitterte Anstehende folgt. Die von KULICK
(1997a:137) für dieses Gebiet erwähnten mächtigen solifluidal umgelagerten Zechstein-Tone
konnten nicht nachgewiesen werden.
Bohrpunkt L2 liegt in einem Acker knapp 85 m unterhalb von L1. Hier war (ist) die
Bodenerosion aufgrund der günstigeren Reliefsituation nicht so stark wie zuvor, so daß sich
der Bv-Horizont der erbohrten Braunerde innerhalb einer pleistozänen Schuttdecke entwickeln konnte, die gegenüber den verwitternden Karbonaten in Bohrung L1 eine deutlich rötlichere Farbe sowie einen höheren Schluffanteil (Lößbeimengung?) aufweist. Evtl. entspricht
sie den umgelagerten Zechstein-Tonen KULICKs, was den höheren Tonanteil im Ap- (allerdings nicht im Bv-!) Horizont erklären würde.
Eine ähnliche Situation war bei Bohrung L3 anzutreffen. Sie liegt rund 5 m unterhalb
einer kleinen, bebuschten Stufe in einer Wiese, die in der Vergangenheit jedoch mit großer
Wahrscheinlichkeit auch als Ackerland genutzt wurde. Der Bv-Horizont der Braunerde ist
hier ebenfalls in einer pleistozänen Schuttdecke entwickelt.
Die Verhältnisse bei Bohrpunkt L4 sind dagegen deutlich anders gestaltet. Er befindet
sich auf einem Acker direkt oberhalb einer größeren, mit Hecken bewachsenen Hangstufe.
Die Fläche zwischen L3 und L4 liegt als zusammenhängende Einheit zwischen dieser und der
flachen oberen Stufe. Dementsprechend konnte Material, das im oberen Bereich dieser Fläche
durch Bodenerosionsprozesse abgetragen wurde, hangabwärts verlagert und im Gebiet von
Bohrung L4 bei geringer werdendem Gefälle wieder akkumuliert werden. Zeugnis dieses Prozesses ist das mächtige Kolluvium, das hier angetroffen werden konnte. Es ist durch einen bis
in große Tiefe reichenden hohen Humusgehalt (dunkle Farbe), einen nur geringen, gleichmäßig verteilten Skelettanteil aus kleinen Steinchen sowie eine auffallende Homogenität gekennzeichnet.
Die Punkte L5 und L6 befinden sich im oberen Bereich des flächenhaften Naturdenkmals „Marbeckhänge“. Trotz mehrerer Versuche waren hier mit Hilfe des PürkhauerBohrstockes keine Ergebnisse zu gewinnen, da der hohe Steingehalt des Untergrundes zum
einen nur eine geringe Eindringtiefe erlaubte und zum anderen fortdauernd zu vollständigen
Bohrverlusten führte. Deshalb wurden in Handarbeit und mit der notwendigen Rücksicht auf
die Flora dieses Gebietes kleine Gruben angelegt, um Erkenntnisse über den Aufbau des oberflächennahen Untergrundes gewinnen zu können. Ergebnis war in beiden Fällen, daß über
dem aus großen Kalksteinbrocken mit dazwischenliegendem sandig-grusigen Feinmaterial
bestehenden Verwitterungshorizont des Anstehenden ein nur rund 20 cm mächtiger und sehr
132
stark steinig-grusiger (X5, Gr5) Ah-Horizont aus schwach lehmigem Sand (Sl2) liegt, der
durch erhöhte Humusgehalte dunkel gefärbt ist (7,5 YR 3/2,5). Die Böden sind als Rendzinen
anzusprechen. Der hohe Skelettgehalt und die anstehenden Kalke bedingen eine gute Wasserdurchlässigkeit und geringe Wasserspeicherfähigkeit des Untergrundes und haben zusammen
mit der großen Steilheit (z.T. über 17°) und der Südwest-Exposition der Marbeckhänge, die
eine intensive Sonneneinstrahlung und somit ein warmes Mikroklima zur Folge haben, wesentlich zur Entstehung dieses xerothermen Sonderstandortes mit seiner besonderen Vegetation beigetragen (vgl. Kap. 3.5. und Aufnahme 4 im Anhang).
Bohrpunkt L7 liegt im mittleren Hangbereich der Marbeck-Hänge. Die hier anstehenden Ton- und Schluffsteine des T1r - T2 sind gegenüber den Zechsteinkarbonaten wesentlich
weicher und bedingen so eine leichte Hangverflachung, auf der sich eine Pararendzina bilden
konnte. Die Feuchteverhältnisse dieses Hangbereiches sind aufgrund des Ausgangsgesteins
und des flacheren Reliefs für das Pflanzenwachstum wesentlich günstiger, so daß sich hier im
Gegensatz zu den zuvor beschriebenen Bereichen eine geschlossene und stärker von Gräsern
dominierte Vegetation entwickeln konnte.
Am flacheren Unterhangbereich der Marbeckhänge befindet sich Bohrpunkt L8. Hier
konnte sich in einer deutlich schluffigen pleistozänen Schuttdecke eine Braunerde bilden. Die
Schuttdecke wurde auch noch bei Bohrpunkt L9 am Hangfuß erbohrt, allerdings ist sie hier
aufgrund des weiter sinkenden Gefälles von einem rund 60 cm mächtigen, humos-dunklen
und skelettarmen Kolluvium überlagert, das sich überwiegend aus dem Material der höher am
Hang an der Oberfläche liegenden Schuttdecke zusammensetzt (Lößlehm, kleine Kalksteinchen).
Bohrung L10, auf einer Weide in der Marbeck-Aue gelegen, ist als Vega-Gley anzusprechen. Die oberen 1,16 m des Profils bestehen aus holozänem Auenlehm, der unterhalb
von 40 cm durch hydromorphe Merkmale überprägt ist. Der untere Profilteil wird dagegen
von pleistozänen Kiesen und Sanden aufgebaut, die eine leichte Schichtung aufweisen. Die
große Mächtigkeit der Go-Horizonte von knapp 1,5 m ist ein Zeichen für die starken Grundwasserschwankungen im Bereich des Marbeck-Tales (vgl. Kap. 3.3.2.4.). Die laut Definition
für einen Gr-Horizont zu rote Farbe unterhalb von 1,9 m läßt sich evtl. mit der Eigenfarbe der
pleistozänen Sedimente erklären, die neben Tonschiefermaterial aus dem Grundgebirge auch
Grenzsand- und/oder Buntsandsteinmaterial enthalten. Möglicherweise ist sie aber auch auf
besonders sauerstoffreiches Grundwasser zurückzuführen.
Bohrung L11 zeigt ein ähnliches Bild, allerdings fehlen hier die Rostflecken als Zeichen für hydromorphe Überprägungen. Etwas weiter entfernt vom Bach auf dessen anderem
133
Ufer gelegen, durchteuft sie zwar immer noch Auenlehm und pleistozäne Sedimente, muß
jedoch nun als reine Vega angesprochen werden. Die oberen 60 cm sind wahrscheinlich kolluvial überformt, da sie im Gegensatz zu den unterlagernden Schichten schlechter gerundete
und außerdem wesentlich weniger Steinchen enthalten. Dieser geringere Skelettgehalt sowie
der hohe Schluffanteil des Feinbodens mögen ein Hinweis auf den weiter oben am Hang (vgl.
Bohrungen L12 bis L14) anstehenden Lößlehm sein.
Bohrpunkt L12 liegt etwa 30 m oberhalb von L11 am Hangfuß der südwestlichen
Flanke des Marbeck-Tales in einer umzäunten Weide. Über schwach steinigem und entkalktem Lößlehm konnte ein 75 cm mächtiges Kolluvium erbohrt werden, das sich von seiner
Unterlage nur durch den durchgehend höheren Humusgehalt (= dunklere Farbe) unterscheidet. Es besteht ebenfalls aus sandigem Schluff und wurde folglich von den höhergelegenen
Hangabschnitten abgetragen, in denen der Lößlehm an der Oberfläche ansteht.
Bohrung L14, die auf einem Acker etwa 5 m unterhalb einer großen, bebuschten
Hangstufe und somit im zugehörigen Erosionsgebiet liegt, zeigt demzufolge auch eine direkt
im Lößlehm entwickelte Braunerde, die hier einer stark tonigen und deutlich roten Schicht
aufliegt, die durch die Einmischung von sandig-humosen Bereichen als kryoturbat durchmengte Schuttdecke identifiziert werden kann (vgl. den Basisschutt der ersten beschriebenen
Delle am Nordhang des Grand-Berges, S. 101ff). 23 Dieser Profilaufbau entspricht dem der in
Kap. 2.4. angesprochenen „Parabraunerden“, ist jedoch nicht durch bodengenetische Prozesse
(Tonverlagerung) entstanden, sondern auf die verschiedenen Schuttdecken im Untergrund
zurückzuführen. In diesem Fall stellt die tonreiche Schicht evtl. den Basisschutt dar, während
sich die überlagernde Braunerde im lößreicheren Deck- und/oder Mittelschutt entwickeln
konnte. Der hohe Tongehalt des Basisschuttes bedingt weiterhin eine leichte hydromorphe
Überprägung des überlagernden Lößlehms, die sich zwischen 70 und 89 cm Tiefe in einem
vereinzelten Auftreten von schwärzlichen Manganschlieren äußert. Diese reichen allerdings
nicht aus, um das Profil als Pseudogley (Ap/Sw/IISd) zu bezeichnen.
Wie schon die beiden zuvor beschriebenen gehören auch die folgenden zwei Profile
genetisch zusammen. Bohrpunkt L15 befindet sich direkt oberhalb der erwähnten Stufe, d.h.
in einem lokalen Akkumulationsgebiet mit im Vergleich zu den übrigen Hangabschnitten
geringerem Gefälle, während L16 weiter hangaufwärts im steileren Abtragungsgebiet liegt.
Der Hang wird hier großflächig als Mähwiese genutzt, allerdings ist ein ehemaliger Ackerbau
23
Bohrung L13, die genau zwischen L12 und L14 liegt, entspricht bis in die Tiefen- und Mächtigkeitsangaben
weitgehend diesem Profil, weshalb sie nicht näher dargestellt wird.
134
aufgrund der Situation in der näheren Umgebung als sehr wahrscheinlich anzusehen. Infolgedessen ist der tonige Basisschutt bei L15 von einem über 1 m mächtigen, humosen Kolluvium
überdeckt, während sich bei L16 direkt in der Schuttdecke eine Braunerde bilden konnte. Der
Lößlehm konnte hier im Gegensatz zum flacheren und geschützteren Unterhang unterhalb der
Stufe nicht mehr nachgewiesen werden.
Abgeschlossen wird diese Catena mit den Bohrungen L17 und L18. Ihre Situation ist
vergleichbar mit der zuvor beschriebenen, nur ist hier die tonige Schuttdecke im Untergrund
nicht (mehr) vorhanden. L17 liegt in einer Wiese auf einer leichten Verflachung im Oberhangbereich. Dieser Standort begünstigte die Akkumulation eines etwa 60 cm mächtigen humosen Kolluviums über den anstehenden Kalksteinen des Plattendolomits, die sich von den
zuvor beschriebenen pleistozänen Schichten durch ihre deutlich gelblich-braunere Farbe abheben. Das Material des Kolluviums wurde auf der Kuppe des Leitlars abgetragen, so daß
sich hier nur flachgründige Rendzinen befinden, die bei Bohrpunkt L18, in einem Acker auf
der Spitze des spornartigen nördlichen Leitlarausläufers gelegen, angetroffen werden konnten.
Zusammenfassend zeigen v.a. die Bohrungen L12 bis L18, daß die Hänge des Marbecktales
in ihrer pedologischen Ausstattung stark durch das Wirken des Menschen überprägt wurden.
Während die steileren und exponierten Hangbereiche durch Abtragungsvorgänge gekennzeichnet waren (sind), stellen die flacheren Abschnitte lokale Akkumulationsgebiete dar, in
denen das abgetragene Material wieder abgelagert wurde (wird). Vor allem die westliche
Talflanke ist jedoch auch natürlicherweise pedologisch inhomogen. Denn während am Hangfuß und im Unterhangbereich unterhalb der großen Stufe, die in ihrer Dimension sicherlich
geologisch bedingt ist, aufgrund der günstigen Relifsituation (geschützte Lee-Lage) größere
Mengen an Löß akkumuliert werden konnten, bildet weiter oberhalb die stark tonige Schuttdecke das Ausgangssubstrat zur Bodenbildung, da hier der Löß entweder nicht akkumuliert
oder schon frühzeitig wieder abgetragen wurde. Ob diese Schuttdecke auf der Kuppe des
Leitlars natürlicherweise fehlt oder erst infolge der anthropogenen Nutzung abgetragen wurde, war leider nicht festzustellen.
Catena Strothe
Die dritte Catena befindet sich im östlichen Untersuchungsteilgebiet im Vorland des Westheimer Abbruchs, das durch die an dieser Geländestufe entspringenden Gewässer in flache
west-ost-verlaufende Riedel und Mulden gegliedert wird (vgl. Abb. 23).
135
S1
Legende
1.40 m
Ton, tonig
2° SO
Lehm
Schluff, schluffig
Sand, sandig
Ap, Su3, Gr2
10YR4/3, c0
0.34
+
S2
S3
1m
1m
3° NO
Lößlehm
Z
Sandstein, verwittert
Z
Kies
0°
Mn-
Ah, Uls
Ap, Uu, Gr1
Konkretionen
S4
10YR3/2, c0
10YR4/3, c0
Sw-Bv, Sl3, Gr1(5)
7,5YR4/6, c0
S5
0.70 m
0.21
0.27
Go, Tu3
rostfleckig
10YR4/3, c0
Ah, Su2
5° O
0.09
6° N
0.44
0.86
0.60 m
5YR3/3, c0
Ah, Ts4
5YR3,5/3, c3
Gcr1, Lt2, Gr4
M, Uu, Gr1
10YR4/4, c0
grau- &
rostfleckig
Bv, Su2-Ss, Gr0
5GY5/1, c3
5YR4/4, c0
0.70
IISd, Ls3-Ts3, z.T. Ss
5YR4/4 (Mischf.), c0
Z
Z
0.50
7,5YR4/3, c3
+ tonige
& sandige
Lagen
1.40
1.00
Kolluvisol
1.00
Gley
Z
Z
Z
IIGcr2, Matrix Sl2
Pseudogley-Braunerde
0.21
Z
Z
Z
Z
Cv, Ss-Ts2, Gr1
Z
Z
Z
10YR7/1(S)-5YR3/3(T), c3(T)
Z
Cv, Su2
Z
5YR4/4, c0
Z
Z
Z
Z
Z
0.70
Braunerde
Z
0.60
Ranker
Abb. 23: Catena im Bereich der Werbe-Quellbäche
136
Bohrpunkt S1 liegt etwa 500 m nordwestlich des Redhofes auf der Höhe eines solchen
Riedels in einem Acker. Über den anstehenden Korbach-Flaserschichten, die sich im Bohrstock durch ein flaserig vermischtes Nebeneinander von sandigen und tonigen Bereichen auszeichnen, konnte sich eine Pseudogley-Braunerde entwickeln. Der in den stauenden
Flaserschichten entwickelte IISd-Horizont ist durch grau- und rostfleckige Marmorierungen
charakterisiert und aufgrund einer längeren Vernässungsphase z.T. naßgebleicht (hellgelblich-gräuliche Bereiche), während der wasserzügige und intensiver durchlüftete Sw-BvHorizont durch Lagen aus schwarzen, harten Eisen-Mangan-Konkretionen gekennzeichnet ist.
Letzterer hat sich in altpleistozänen Schottern der Werbe und ihrer Nebenbäche ausgebildet,
die neben Geröllen aus den Grenzsanden (z.B. Quarzitbrocken) auch viele Eisenschwarten
aus limonitverkrusteten Grobsanden des mittleren Buntsandsteins enthalten (vgl. KULICK
1997a:130f und Kap. 3.3.2.3.). Somit entstammen die harten Konkretionen wohl primär diesen Schottern und sind nicht aufgrund der beschriebenen hydromorphen Prozesse entstanden,
die allerdings ihre lange Erhaltung und evtl. auch Neu- und Weiterbildung gefördert haben
dürften.
Bohrpunkt S2 befindet sich am Unterhang des Riedels im Übergang zur muldenförmigen Tiefenlinie. Hier konnte auf einem Acker ein mächtiges Lößlehm-Kolluvium akkumuliert
werden, das von den Riedeln in der näheren Umgebung aufgrund der langen landwirtschaftlichen Nutzung abgetragen wurde.
Bohrpunkt S3 liegt auf einer Mähwiese in der Tiefenlinie der Mulde. Das Profil muß
als Gley angesprochen werden, der sich in tonig-lehmigen Auensedimenten und pleistozänen
Kiesen entwickelt hat. Der Kalkgehalt der beiden Gcr-Horizonte ist auf die unterirdisch im
Einzugsbereich des Grundwassers vorhandenen karbonathaltigen Grenzsande, die für einen
Gr-Horizont eigentlich zu braune Farbe des Gcr2 auf die Eigenfarbe der ihn aufbauenden rötlich-braunen Buntsandsteinschotter zurückzuführen. Heute liegt der Grundwasserspiegel aufgrund von Drainagemaßnahmen weit unterhalb der Go-Gr-Grenze, ein oberirdisches
Gewässer ist nicht mehr vorhanden.
Auf einer Mähwiese an der Ostabdachung der Korbacher Marke liegt Bohrung S4.
Hier bildete sich in den anstehenden höheren Abschnitten der Korbach-Flaserschichten, die
nach KULICK (1997a:111) durch die zunehmende Einschaltung von Sandsteinbänken gekennzeichnet sind, eine Braunerde. Der fehlende Skelettgehalt des Bv-Horizontes spricht gegen seine Entstehung in einer pleistozänen Schuttdecke. Der Cv-Horizont besteht
entsprechend den Ausführungen KULICKs aus rötlich-braunen tonigeren und helleren sandigeren Lagen und leitet damit schon zum hangenden Waldeck-Plattensandstein über.
137
Dieser bildet das geologische Ausgangssubstrat für die Bodenbildung bei Bohrpunkt
S5. Er befindet sich auf dem höchsten Punkt einer Mähwiese, das Gelände fällt sowohl nach
Südosten zur Werbe als auch nach Nordwesten zu einer muldenförmigen Tiefenlinie deutlich
ab. Die exponierte Lage hat in der Vergangenheit zu starken Erosionsprozessen geführt, so
daß sich hier nur ein Ranker vorfinden läßt. Der Cv-Horizont zeigt dabei den typischen Aufbau des Plattensandsteins mit grau-weißen, z.T. leicht rötlich melierten Sand- und dunkelrotbraunen, blättrigen Tonsteinlagen. Letztere sind im Gegensatz zu den übrigen Schichten
schwach karbonathaltig. Auch der hohe Tongehalt und die dunkel-rotbraune Farbe des AhHorizontes sind typisch für die Böden im Bereich des Weißen Plattensandsteins (vgl. KULICK 1997a:111).
Die drei Catenen haben zusammen mit den zuvor beschriebenen morphogenetischen Aufnahmen gezeigt, daß die in Kap. 2.4. gegebene Übersicht über die Bodentypen am Ostrand
des Rheinischen Schiefergebirges größtenteils auf das Untersuchungsgebiet übertragen werden kann. Auf den karbonen Grauwacken und Tonschiefern sind Braunerden, auf den Zechsteinkarbonaten je nach Vorhandensein und Ausbildung der pleistozänen Deckschichten
ebenfalls überwiegend Braunerden und Rendzinen verbreitet. Die Zechstein-Tone tragen
daneben auch Pelosole, die Grenzsande genau wie die Buntsandsteine Braunerden und Ranker, letztere bei tonigerem Untergrund auch pseudovergleyte Braunerden. Schließlich sind
noch die Flußauen zu nennen, in deren holozänen und pleistozänen Sedimenten sich Auenböden und Gleye entwickeln konnten. Unabhängig vom geologischen Ausgangsgestein hat sich
gezeigt, daß den pleistozänen Deckschichten (verschiedene Schuttdecken sowie Löß) bei der
Entwicklung der einzelnen Bodentypen eine entscheidende Bedeutung zukommt. Daneben hat
in historischer Zeit auch die anthropogene Einflußnahme in den Naturhaushalt einen nicht
unerheblichen Effekt auf die räumliche Bodentypenverteilung besessen, hier sind v.a. die im
Untersuchungsgebiet weitverbreiteten Kolluvisole anzuführen.
3.5. VEGETATIONSGEOGRAPHISCHE ASPEKTE
Die in Kapitel 2.6.2. für den Landkreis Waldeck-Frankenberg beschriebene großräumige
Vegetationsverteilung läßt sich im Untersuchungsgebiet ohne Schwierigkeiten wiederfinden,
liegt es doch genau am Schnittpunkt der beiden wichtigsten geologisch-naturräumlichen
138
Großeinheiten des Kreisgebietes (Schiefergebirge mit Zechsteinumrahmung und Buntsandsteinbergland), die auf Vegetation und Nutzung einen nicht unerheblichen Einfluß besitzen.
Im folgenden soll diese Vegetationsverteilung für das Untersuchungsgebiet präzisiert
und – zumindest teilweise – auch pflanzensystematisch eingeordnet werden.24 Zu diesem
Zweck wurden Ende Mai/Anfang Juni 1998 mehrere Vegetationsaufnahmen durchgeführt.
Untersucht wurden dabei Grünlandstandorte auf verschiedenen geologischen Ausgangssubstraten mit unterschiedlichen Standortbedingungen. Ausdrücklich betont werden muß an dieser Stelle jedoch, daß es sich hierbei nicht um wissenschaftlich exakte pflanzensoziologische
Aufnahmen handelt. Vielmehr wurden auf einer für die geoökologischen Standortbedingungen jeweils charakteristischen Fläche die aspektbildenden und weniger häufigen, gegebenfalls
auch die besonderen Pflanzenarten mit ihren jeweiligen ökologischen Ansprüchen notiert. Die
entsprechenden Listen finden sich im Anhang dieser Arbeit.
Natürlicherweise wäre das Untersuchungsgebiet, von einigen wenigen Ausnahmen abgesehen, vollständig von Wald bedeckt. Vorherrschende zonale Waldgesellschaften wären auf
ärmeren Gesteinen der Hainsimsen-Buchenwald (Luzulo-Fagetum) mit seinen verschiedenen
Ausprägungen, auf den nährstoffreicheren Böden der Kalkgebiete der Waldgersten-/
Platterbsen-Buchenwald (Hordelymo-/Lathyro-Fagetum, vgl. dazu Kap. 2.6.1). Durch den
Einfluß des wirtschaftenden Menschen wurde das Erscheinungsbild der Wälder jedoch deutlich gewandelt, der Waldanteil stark reduziert und auf die geologisch-bodenkundlichen sowie
reliefbedingten Ungunstgebiete zurückgedrängt (vgl. Kap. 2.6.2 und 2.7.1). Wiesen, Weiden
und Äcker, aber auch Forste ersetzen heute die ursprünglichen Waldgesellschaften und bilden
zusammen mit den verbliebenen m.o.w. naturnahen Waldflächen eine landwirtschaftlich geprägte Kulturlandschaft.
Die heutige Vegetation ist also nicht nur von den klimatischen und edaphischen Bedingungen bestimmt, sondern zu einem Großteil auch abhängig von der menschlichen Nutzung und Inwertsetzung der Landschaft v.a. während der letzten Jahrhunderte. Durch das
Zusammenwirken all dieser Faktoren entstand ein abwechslungsreiches Mosaik verschiedener
Vegetationseinheiten, das im folgenden auch bezüglich seiner räumlichen Ausprägung näher
beschrieben werden soll.
24
Art-, Gesellschafts- und Biotoptypennamen sowie ökologische Standortansprüche (z.B. Stickstoffzeiger)
wurden nach BECKER/FREDE/LEHMANN (1996) ausgewählt, um eine leichtere Vergleichbarkeit der gewonnenen Erkenntnisse mit schon vorhanden Daten zu gewährleisten. Für die Klassifizierung der Wiesengesellschaften wurde die Arbeit von NOWAK (1984) herangezogen.
139
Größere Waldflächen sind im Untersuchungsgebiet auf den Höhenzug der Korbacher
Marke und die Rücken und Kuppen des Schiefergebirges beschränkt, wo für die landwirtschaftliche Inwertsetzung ungünstige Gesteine an der Erdoberfläche anstehen. Im Gebiet der
Marke ist dies der harte Waldeck-Porensandstein, im Schiefergebirge sind es v.a. Grauwacken. Bei den Waldgesellschaften handelt es sich sowohl um m.o.w. stark überprägte Formen
des hier potentiell natürlich vorkommenden Hainsimsen-Buchenwaldes mit vorherrschender
Rotbuche (Fagus sylvatica) und, besonders an sonnigen Südhängen, beigemischter Traubeneiche (Quercus petraea), als auch um Mischwälder mit verschiedenen Laub- und Nadelhölzern oder besonders struktur- und artenarme reine Nadelforste (überwiegend Fichte [Picea
abies], z.T. auch Kiefer [Pinus sylvestris]), die allesamt im Unterwuchs nicht selten durch
Säurezeiger wie Heidelbeere (Vaccinium myrtillus), Eichenfarn (Gymnocarpium dryopteris)
oder Sauerklee (Oxalis acetosella) gekennzeichnet sind. Beiderseits der Kreisstraße 15 zwischen Korbach und Strothe wechseln sich diese Formen z.T. recht kleinräumig ab, während
im Quellgebiet der Marbeck v.a. die Nadelforste (überwiegend Fichte) größere Flächen
einnehmen.
Weniger aus geologisch-pedologischen Gründen als vielmehr reliefbedingt ist auch
der Eisenberger Abbruch geschlossen mit einem Waldkleid bedeckt, wodurch er in der Landschaft besonders markant und auffallend in Erscheinung tritt. Auch hier findet sich ein Mosaik aus verschiedenen Waldtypen (Mull- und Kalkbuchenwälder, Misch- und Nadelforste), die
jedoch in ihrer Artzusammensetzung reichhaltiger sind als jene auf den silikatischen Ausgangsgesteinen. So beschreiben NIESCHALK & NIESCHALK (1997:214) im Waldgebiet
oberhalb von Nordenbeck das Auftreten von zwei „bemerkenswerten“ und in ganz Deutschland seltenen Orchideen, der Kleinblättrigen Stengelwurz (Epipactis microphylla) und des
Widerbarts (Epigonium aphyllum), wobei letzterer in jüngerer Zeit nicht mehr angetroffen
werden konnte (vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:366). Knapp außerhalb des Untersuchungsgebietes finden sich am Ensenberg südwestlich von Ober-Ense sogar noch schöne
Bestände des Orchideen-Buchenwaldes (Carici-Fagetum), der im Untersuchungsgebiet an
flachgründigen und trockenwarmen Hängen und Kuppen über Kalk (z.B. Schanzenberg südlich Korbach) die potentiell natürliche Vegetation bildet (vgl. Kap. 2.6.1.).
Waldfreie Vegetationseinheiten mit Grün- und Ackerland sind im Schiefergebirgsteil (Grafschafter Bergland) des Untersuchungsgebietes nur kleinräumig anzutreffen und überwiegend
auf Regionen beschränkt, in denen weichere Tonschiefer oder lößhaltige Fließerden anstehen,
140
so in der breiten Ausräumungssenke westsüdwestlich des Klusenberges. Ansonsten finden
sich nur kleine Rodungsinseln innerhalb des m.o.w. geschlossenen Waldgebietes.
Dieses Bild ändert sich südlich des Eisenberges grundlegend. Die Goddelsheimer
Hochfläche ist aufgrund ihrer großen Ebenheit und der geologisch-pedologisch günstigeren
Bedingungen (Kalke, Lößlehm-Fließerden) fast vollständig entwaldet und agrarisch genutzt,
überwiegend als Ackerland. Nur die in dieses Agrarland eingesenkten einzelnen Dolinen sind
baumbestanden, und das große Dolinenfeld südlich des Segelflugplatzes ist von Nadelforsten
(Fichte, z.T. Kiefer) bedeckt.
Ein ähnliches Bild bietet die Korbacher Hochfläche, die bis auf wenige Ausnahmen
(z.B. Lärchenforst (Larix decidua) am Leitlar, Fichten- und Kiefernforste sowie Eschen (Fraxinus excelsior) im Grund des Trockentals südlich des Schanzenbergs) agrarisch genutzt ist.
Der weitaus größere Teil wird dabei von Ackerland eingenommen, nur die feuchteren Täler
und Tiefenlinien und die steileren Hänge des Marbecktals sind als Dauergrünland genutzt.
Diese Agrarlandschaft ist aufgrund ihrer Bodengüte (lößlehmhaltige Fließerden und
Schwemmschutte sowie Zechsteinkalke im Untergrund) stark ausgeräumt, nur an wenigen
Stellen konnten sich, meist an Wegrändern oder -böschungen, Hecken erhalten, die ihre wichtige Funktion als Lebensraum für Vögel, Kleinsäuger und Insekten allerdings kaum noch erfüllen können. Einzig im Gebiet der Marbeckhänge südlich der Kläranlage, die z.T. auch als
flächenhaftes Naturdenkmal ausgewiesen sind, findet sich im Komplex mit Dauergrünland
und Kalk-Halbtrockenrasen (vgl. unten) noch eine durch Hecken reich strukturierte Landschaft, die zusammen mit dem in diesem Bereich während der letzten Jahre renaturierten
Marbecktal ein Vorzeigegebiet für extensive und ökologisch naturnahe Landwirtschaft und
Landschaftspflege in der Umgebung der Stadt Korbach darstellt (vgl. Foto 15). Typische Arten dieser Hecken sind Schlehe (Prunus spinosa), Weißdorn (Crataegus spec.), verschiedene
Rosen (Rosa spec.), Roter Hartriegel (Cornus sanguinea) und Schwarzer Holunder (Sambucus nigra) (= Weißdorn-Schlehen-Rosen-Hecken), daneben auch Liguster (Ligustrum vulgare) und Wacholder (Juniperus communis) (= Liguster-Hecken) und viele andere (vgl.
BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:34).
Das bis hierhin für die Korbacher Hochfläche gezeichnete Bild läßt sich auf das östliche Untersuchungsgebiet (Sachsenhäuser Hügelland) im großen und ganzen gut übertragen.
So sind die von der Korbacher Marke nach Osten herablaufenden Riedel überwiegend von
Äckern überzogen, während die dazwischenliegenden, feuchteren Tiefenlinien der WerbeQuellbäche häufiger als Grünland genutzt werden. In einer dieser Tiefenlinien konnte sich
nordwestlich des Redhofes ein Niedermoor („Strother Moor“) entwickeln. Im Übergangsbe141
reich vom gut wasserdurchlässigen Porensandstein und Weißen Plattensandstein der
Waldeck-Folge zu den schlechter wasserdurchlässigen Korbach-Flaserschichten kommt es
hier zu flächigen Grundwasseraustritten, was die Entstehung von sowohl sauren (Æ anstehende Sandsteine) als auch basenreichen (Æ Zechsteinkalke im unterirdischen Grundwassereinzugsgebiet) Moorbereichen und Großseggensümpfen zur Folge hatte. Leider ist das Moor
durch Torfabstich im 19. Jahrhundert und Entwässerung stark beeinträchtigt und der eigentliche Kern durch die Anlage mehrerer Fischteiche größtenteils zerstört worden (vgl.
SCHMIDT 1981:32ff). Schon in den 60er Jahren waren dadurch von den eigentlichen Moorpflanzen Sumpffetthenne (Sedum villosum) und Rundblättriger Sonnentau (Drosera rotundifolia) vollständig verschwunden und andere Arten stark gefährdet (vgl. NIESCHALK/
NIESCHALK 1997:218). Trotzdem stellt das Strother Moor selbst in dieser rudimentären
Form noch eine Besonderheit in der heimischen Vegetation dar und steht dementsprechend
als flächenhaftes Naturdenkmal unter Schutz.
Wie zu Beginn schon erwähnt, wurden im Mai und Juni 1998 kurz vor der ersten Mahd verschiedene Vegetationsaufnahmen auf repräsentativen Grünlandstandorten in unterschiedlichen Regionen des Untersuchungsgebietes durchgeführt. Als Ergebnis bleibt festzustellen,
daß bis auf einzelne Ausnahmen weniger die ökologischen Standortverhältnisse als vielmehr
die menschliche Nutzung die Vegetation dieser Flächen bestimmt, eine Tatsache, die sicherlich auf andere Grünlandstandorte des Untersuchungsgebietes übertragen werden kann. Das
hat natürlich zur Folge, daß die Gesellschaften der Wiesen und Weiden in ihrer Vielfalt und
ihrem Artenreichtum stark beeinträchtigt werden. NOWAK (1984) bezeichnet 26 der 30 von
ihm als wichtigste Grünlandgesellschaften Hessens aufgeführten Assoziationen als qualitativ
oder in ihrem Bestand gefährdet. Diese Situation hat sich in den letzten 15 Jahren eher noch
verschlechtert als gebessert, was auch die relative Artenarmut bei gleichzeitiger Uniformität
im Artbestand der aufgenommenen Grünlandgesellschaften zeigt.
Am weitesten verbreitet sind demnach Fettwiesen und –weiden (Arrhenatheretalia
elatioris, Aufnahmen 1-3 und 5-8), die überwiegend als Glatthaferwiesen (DaucoArrhenatheretum elatioris) ausgebildet sind. Typisch für diese Gesellschaften sind Arten wie
Wiesen-Schafgarbe (Achillea millefolium), Wiesenkerbel (Anthriscus sylvestris), Sauerampfer
(Rumex acetosa) oder Löwenzahn (Taraxacum officinale), als Gräser sind u.a. WiesenFuchsschwanzgras (Alopecurus pratensis), Weiches Honiggras (Holcus lanatus), Goldhafer
(Trisetum flavescens) und Gewöhnliches Rispengras (Poa trivialis) anzutreffen (vgl. NOWAK 1984:11ff und eigene Aufnahmen). Aufnahme 2 mit dominierendem Weidelgras (Loli142
um perenne) kann als Weidelgras-Weide (Lolio-Cynosuretum) angesprochen werden. Durch
intensive Nutzung, v.a. durch starke Düngung mit Gülle, die das häufige Auftreten von Stickstoffzeigern wie Sauerampfer, Vogelmiere (Stellaria media) oder Knäuelgras (Dactylis glomerata) erklärt, sind diese Wiesen und Weiden vielfach verarmt, was die relative Artenarmut
der Aufnahmeflächen belegt. Die in den letzten Jahren auf Kosten der „traditionellen“ Heuwirtschaft zunehmende Silagewirtschaft beeinträchtigt dabei mit ihren häufigeren und früheren Mahdterminen v.a. die Spätblüher, während der Weideeinfluß, der im Herbst auch
zunehmend die traditionellen Mähwiesen erfaßt, trittempfindliche Pflanzen vertreibt und Bodenverdichtungszeiger wie z.B. den Kriechenden Hahnenfuß (Ranunculus repens) fördert.
Ein anderes Bild zeigt Aufnahme 9. Hierbei handelt es sich um eine Feuchtwiese in
der Aue des Marbeck-Oberlaufs, die sich in ihrer Artzusammensetzung deutlich von den bisher beschriebenen Gesellschaften unterscheidet. Pflanzensoziologisch muß sie nach NOWAK
(1984) als Kohldistel-Wiese (Angelico-Cirsietum oleracei) oder als Mädesüß (Filipendula
ulmaria)-Stadium bezeichnet werden. Der höhere Artenreichtum dieser Gesellschaft ist ein
Hinweis auf die extensivere Nutzung. Leider sind nährstoffreiche Feucht- und Naßwiesen wie
diese durch Trockenlegung, Verfüllung, Intensivierung oder Nutzungsaufgabe stark gefährdet
(vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN 1996:41).
Eine nicht nur für das Untersuchungsgebiet, sondern für alle Zechstein- (und Muschelkalk-)
Landschaften im Gebiet des Landkreises Waldeck-Frankenberg zwar relativ seltene, dafür
aber typische Vegetationseinheit sind die Kalk-Halbtrockenrasen (Mesobromion). Sie sind am
Schanzenberg (NSG, Aufnahme 10, vgl. Foto 5) sowie an den Marbeckhängen (flächenhaftes
ND, Aufnahme 4) zu finden. Beide Standorte sind durch relativ flachgründige Böden (vgl.
Kap. 3.3.2.5. und 3.4.2.) und eine süd- bzw. südwestexponierte Hanglage gekennzeichnet,
was sie zu bevorzugten Standorten für licht- und wärmeliebende, aber auch anspruchslose und
trockenheitsertragende Pflanzen macht. Systematisch sind sie als Enzian-Schillergrasrasen
(Gentiano-Koelerietum pyramidatae, NOWAK 1984:13 und BECKER/FREDE/LEHMANN
1996:40)
oder
auch
als
Fiederzwenken-Bracherasen (BECKER/FREDE/LEHMANN
1996:40) zu bezeichnen. Typische Arten sind u.a. Pyramiden-Schillergras (Koeleria pyramidata), Stengellose Kratzdistel (Cirsium acaule), Golddistel (Carlina vulgaris) oder Dreizähniges Knabenkraut (Orchis tridentata). Das trocken-warme Kleinklima macht die
Halbtrockenrasen daneben zu einem Refugium für Pflanzen, die normalerweise nur weiter im
Süden und Südosten Europas vorkommen. Z.T. erreichen diese hier ihre nordwestlichste
Verbreitungsgrenze, oder aber sie stellen Reliktvorkommen aus einer nacheiszeitlichen Wär143
meperiode (Boreal oder Atlantikum) dar, die auf diesen Sonderstandorten bis heute überleben
konnten. Solche submediterranen oder pontisch-kontinentalen Florenelemente sind z.B. Dreizähniges Knabenkraut, Hügel-Meier (Aspergula cynanchica) und Hufeisenklee (Hippocrepis
comosa) oder Glanz-Lieschgras (Phleum phleoides), Fiederzwenke (Brachypodium pinnatum)
und Geflecktes Ferkelkraut (Hypochaeris maculata).
Im unteren Hangbereich des Schanzenberges wird der anstehende Kalkstein von Lößlehm überlagert. Dieser pedologische Wechsel wird auch in der Vegetation deutlich. Die ansonsten vorherrschenden Kräuter werden zunehmend durch Gräser eretzt, hier seien v.a.
Fiederzwenke und Knäulgras genannt, und mit der Tauben-Skabiose (Scabiosa columbaria)
findet sich in diesem Bereich auch ein Lößzeiger.
Kalk-Halbtrockenrasen sind keine rein natürliche Vegetationseinheit. Sie entstanden
vielmehr erst durch den Einfluß des Menschen, der hier den ursprünglich vorhandenen Wald
rodete und die entstandenen Freiflächen als Weideland vorzugsweise für Schafe nutzte. Zeigerpflanzen für diese Weidetätigkeit sind z.B. Stengellose Kratzdistel oder Wacholder (Juniperus communis), die wegen ihrer harten und spitzen Blätter vom Vieh verschmäht werden.
Heutzutage ist eine solche extensive Nutzung eines Grenzertragsstandortes nicht mehr rentabel, und die Biotope sind durch natürliche Verbuschung oder künstliche Aufforstung stark
gefährdet. Diese Situation wird besonders am Schanzenberg deutlich, wo in der ersten Hälfte
des 20. Jahrhunderts großflächige Kiefernanpflanzungen vorgenommen wurden und erst seit
ca. acht Jahren im Rahmen der Pflegeplanung für das Naturschutzgebiet versucht wird, diese
Bäume durch Rodung wieder zu entfernen. Um die Flächen dauerhaft offenzuhalten und somit ihre Artenvielfalt und Besonderheit zu sichern, muß also auch für die Zukunft eine extensive Beweidung gewährleistet werden. Seit etwa fünf Jahren ist dieses im Falle des
Schanzenberges und der Marbeckhänge durch Vertragsnaturschutzprojekte sichergestellt (A.
FREDE mündl., 12.08.98).
Eine kulturhistorische Besonderheit findet sich am Osthang des Schanzenberges. Hier
sind Abraumhalden eines ehemaligen, zeitlich leider nicht genauer faßbaren Kupferschieferbergbaus erhalten (vgl. Kap. 3.6.2. und Foto 9). Diese Pingen weisen kleinräumig wechselnde
Standortbedingungen auf. Während die Unterhangbereiche und die zentralen Eintiefungen
stärker mit Bodenmaterial bedeckt und auch feuchter sind, stellen die oberen Bereiche des
diese Eintiefung umgebenden Walles ausgeprägte Trockenstandorte dar, die bestenfalls durch
eine initiale Bodenbildung gekennzeichnet sind. Zu einem großen Teil liegt das Abraummaterial auch offen an der Oberfläche.
144
Die Vegetation paßt sich diesem Muster sehr genau an (vgl. Aufnahme 11). Es finden
sich viele Arten, die flachgründig-steinige (Roh-)Böden bevorzugen wie Nickendes Leimkraut (Silene nutans), Frühlings-Fingerkraut (Potentilla neumanniana) und Harter
Schafschwingel (Festuca guestfalica), welche bei weitem dominierend sind auf den oberen
Bereichen der Pingenhalden. Die innere Hohlform dagegen zeichnet sich durch eine höhere
und gegenüber dem Feuchte- und Nährstoffangebot anspruchsvollere Vegetation aus. Hier
finden sich u.a. Schwarzer Holunder, Stinkender Storchschnabel (Geranium robertianum)
und Kleb-Labkraut (Galium aparine).
Weiterhin bemerkenswert ist das Vorkommen des Aufgeblasenen Leimkrauts (Silene
vulgaris) auf diesen Abraumhalden. NIESCHALK/NIESCHALK (1997:217), die diese Pflanze als S. cucubalus beschreiben, konnten sie schon in den 60er Jahren auf den Halden des
ehemaligen Kupferbergbaus um Itter als einzige spezifische Schwermetallpflanze nachweisen. Auch BECKER/FREDE/LEHMANN (1996:170) bezeichnen sie in der (allerdings sehr
seltenen) Unterart S. vulgaris ssp. humilis als „Schwermetall-resistente Pionierpflanze auf
alten Bergwerkshalden“. Ob es sich bei den hier angetroffenen Exemplaren um eben diese
Unterart handelt, kann nicht mit letzter Sicherheit behauptet werden. Aufgrund der geologischen Situation – die Schichten des Kupferschiefers enthalten mit Kupfer, Blei und Zink eine
Reihe von Schwermetallen, die sicherlich auch in den Abraumhalden angereichert sind – ist
diese Vermutung allerdings nicht abwegig.
Abgeschlossen werden soll dieses Kapitel mit einem Beispiel dafür, daß der Mensch durch
seinen Einfluß auf die Vegetation nicht nur zur Artverarmung führt, sondern auch das Vegetationsbild durch Einführen neuer, ursprünglich nicht heimischer Pflanzen bereichern kann.
Diese Pflanzen werden in der Botanik als Neubürger (Neophyten) bezeichnet.
Ein solcher Neubürger ist z.B. das Drüsige Springkraut (Impatiens glandulifera). Es
ist eine ursprünglich aus dem Himalaya stammende Gartenpflanze, die im Landkreis
Waldeck-Frankenberg das erste Mal in den 1950er Jahren beobachtet werden konnte. Während die Pflanze damals noch auf das Gebiet der Ederaue zwischen Ederbringhausen und
Herzhausen beschränkt war, hat sie sich inzwischen über fast den gesamten Landkreis verbreitet und ist örtlich vollkommen eingebürgert (vgl. BECKER/FREDE/LEHMANN
1996:126). Ihre dem einheimischen Echten Springkraut (I. noli-tangere) ähnelnden, aber rotvioletten und wesentlich größeren Blüten machen sie zu einer auffallenden Pflanze, die v.a.
an Bächen und Flüssen, in Auengebüschen und in Schlagfluren vorkommt. Im Untersu145
chungsgebiet findet sie sich besonders entlang des Kuhbaches südlich der Stadt Korbach und
der Itter zwischen Nieder-Ense und Dorfitter, z.T. auch an den Säumen der Marbeck westlich
und südöstlich von Lengefeld.
Auch wenn, wie in diesem Beispiel, viele der Neubürger eine floristische Bereicherung des Vegetationsbildes darstellen, darf man jedoch nicht vergessen, daß sie auch negative
Auswirkungen auf die Vegetation haben können, indem sie ursprünglich heimische Arten
verdrängen oder sogar, wie im Falle des seit Ende der 1960er Jahre aus dem Kaukasus in unser Gebiet eingebrachten Riesen-Bärenklaus (Heracleum mantegazzianum), regelrecht zu
einer Plage werden können, die bekämpft werden muß (vgl. WLZ, 19.08.1998).
3.6. BESONDERHEITEN IM UNTERSUCHUNGSGEBIET
3.6.1. Goldbergbau am Eisenberg
„Das Gold jedoch, das in unseren Zeiten in reichlicherem Maße gefunden wird, kommt aus
dem Königreich Böhmen, und neuerdings wird in den Teilen des teutonischen Westfalens, in
einem Orte, der Curbeth genannt wird, in einem gewissen Berge Gold gefunden, von dem,
wenn es gereinigt wird, weniger verloren geht, als von irgendeinem anderen“.
(Albertus Magnus, De Mineralibus, Liber IV, S. 20, Ausgabe 1498, geschrieben 1250 mit der
ältesten Erwähnung des Eisenberger Goldes. Übersetzung zitiert nach KULICK 1998:1)
Der 560 m hohe Eisenberg ist eine markante und auffällige Erscheinung im Untersuchungsgebiet, das er um durchschnittlich 100 - 200 m überragt. Geologisch wird er überwiegend aus
bis zu 350 Mio. Jahre alten Meeresablagerungen des Unterkarbons (Schwarzschiefer, Kieselschiefer, Kieselkalke) aufgebaut, die bei der variszischen Gebirgsbildung zu einer Sattelstruktur aufgefaltet wurden (vgl. Kap. 3.2.). Goldführende Störungszonen innerhalb dieser
Gesteinsfolgen machten den Eisenberg in der Vergangenheit zu einer der bedeutendsten
Goldlagerstätten Mitteleuropas.
Das Auftreten von Goldmineralisationen im Eisenberg ist eng an die vorhandenen tektonischen Strukturen gebunden. Alle Störungen zeigen, unabhängig von ihrer Bewegungstendenz
oder Schubweite, bis zu 2,5 m mächtige Brekzienbildungen (Mylonite, bergbaulich auch als
„Ruscheln“ bezeichnet) auf den Bewegungsbahnen. Die Ruscheln bestehen überwiegend aus
146
Gesteinsbrocken von bis zu 10 cm Durchmesser, die schluffig-feinsandig gebunden und meist
karbonatisch verkittet sind. In diesen tektonisch erzeugten Strukturen kam es zur Ausfällung
von Gold und anderen Mineralien aus hydrothermalen Lösungen (vgl. KULICK 1997b:24f).
Primärer Herkunftsort des Goldes sind die unter euxinischen Bedingungen entstandenen bituminösen Tone (Schwarzschiefer), in die es während der Sedimentationsphase aus dem
Meerwasser heraus gefällt wurde. Die mit der variszischen Faltung einhergehende schwache,
niedrig temperierte Metamorphose schuf nicht nur die als Erzfallen dienenden tektonischen
Strukturen, sondern mobilisierte unter hydrothermalen Bedingungen auch das Gold aus den
sedimentären Sulfidphasen der späteren Schwarzschiefer, welches nun in die Erzfallen transportiert und hier ausgeschieden wurde. Nach Abschluß der variszischen Orogenese kam es
zur Heraushebung weiter Gebiete des Rheinischen Schiefergebirges. Die Gesteinsfolgen des
Eisenberges gelangten so in das Erosionsniveau und damit partiell unter oxidierende Bedingungen. Dieses leitete eine erneute Mobilisierungsphase innerhalb der Ruscheln ein, die zu
einer lokalen Anreicherung des Goldes in Zementationszonen im Niveau des ehemaligen
Grundwasserspiegels führte (vgl. KULICK 1997b:79ff). Durch diese Prozesse konnte es in
extremen Fällen zur Anreicherung von über 1000 g Gold pro t Gestein kommen, die durchschnittlichen Gehalte liegen jedoch deutlich darunter.
Neben diesen relativ ergiebigen Lagerstätten in karbonischen Gesteinsschichten kann
man am Eisenberg und in seiner näheren Umgebung auch Gold in permischen Konglomeraten
und quartären Lockersedimenten finden. Hier ist es überwiegend als Seifengold ausgebildet,
d.h. es handelt sich um durch Verwitterung freigesetzte, transportierte und erneut abgelagerte
Goldkörnchen oder –flitter. Die Goldgehalte dieser Sedimente betragen weniger als 1 g pro t
Gestein (vgl. KULICK 1998:2).
Trotzdem ist es wahrscheinlich die Waschgoldgewinnung gewesen, die den Goldbergbau am Eisenberg begründete. Sie setzte in den pleistozänen Hangschutten am Osthang des
Eisenberges mindestens schon im 11. Jahrhundert n. Chr. ein. Während des Mittelalters
wusch man hier in einem bis zu 200000 m2 großen Gebiet nach Gold. Reste der ehemals weit
ausgedehnten Waschhalden finden sich noch im Waldgebiet südöstlich des Parkplatzes und
der Schutzhütte bei Punkt 423,2 am Fuß des Eisenberges. Ebensolche pleistozäne, goldhaltige
Schwemmschutte mit Waschhaldenresten sind an der südlichen Grenze des Untersuchungsgebietes am Friedhof von Ober-Ense am Osthang des Ensenberges vorhanden (vgl. Karte 6).
Der goldhaltige Schwemmschuttgürtel hing ursprünglich vom Eisenberg bis südlich OberEnse zusammen, allerdings sind in den übrigen Gebieten die Waschhalden durch jüngere Beackerung eingeebnet worden (vgl. KULICK 1997b:90).
147
Die Silberkuhle, ca. 1,5 km südwestlich Lelbach am nordwestlichen Rand des Untersuchungsgebietes gelegen, ist eine lokale, eng begrenzte Grabenstruktur, in der Konglomerate
des obersten Rotliegenden aufgeschlossen sind, die randlich von Karbonaten des Z1 überdeckt sind (vgl. Kap. 3.2.1.). Diese Konglomerate sind wie die beschriebenen pleistozänen
Sedimente goldhaltig, und das Gebiet der Silberkuhle ist demnach ebenfalls von Waschhalden
überprägt (vgl. Karte 6 und Foto 13). Auffällig ist jedoch, daß das Gold hier fast ausschließlich aus unbeschädigten Goldkristalliten besteht, eine Tatsache, die eine mit Verwitterungsund Transportprozessen verbundene Umlagerung und somit auch eine Entstehung der Vorkommen als Seifenlagerstätten ausschließt. JÄGER (1986, in KULICK 1997b:88) geht deshalb von einer jungen Neubildung des Goldes durch Ausfällung aus im Boden migrierenden
Lösungen und den Quellwässern dieses Gebietes aus, die noch subrezent bis rezent stattfinden
soll.25 KULICK (1997b:89) hält eine derartige jüngere Bildung des Goldes aus migrierenden
Wässern auch als weitere Entstehungsursache der zuvor beschriebenen Goldvorkommen in
den pleistozänen Solifluktions- und Schwemmschutten im Vorfeld des Eisenberger Abbruchs
für möglich.
Auch am Eisenberg selbst finden sich deutliche Spuren des ehemaligen Goldbergbaus. Vom
Übertagebau sind an seinen Hängen noch zahlreiche Halden und Schurfpingen erhalten (vgl.
Karte 6). Im 13. Und 14. Jahrhundert erfolgte im heutigen Ortsbereich von Goldhausen ein
reger, bis 8 m tiefer Tagebau auf Gold, der spätestens im 14. Jahrhundert in untertägigen Abbau durch Schächte und Stollen überging (vgl. KULICK 1981:1 und 1998:13f.). Von dieser
Tätigkeit zeugen noch zahlreiche Schachtpingen und Stollenmundlöcher rund um den Eisenberg. Besonders gut erhalten, weil in den 20er Jahren dieses Jahrhunderts nochmals erweitert
und gesichert, ist das Mundloch des Unteren-Tiefen-Tal-Stollens wenige 100 m östlich von
Goldhausen. Dieser Stollen entwässert noch heute Teile der alten Untertagebaue des Eisenberges (vgl. Foto 8).
Die Blütezeit des Goldbergbaus lag im 15. und 16. Jahrhundert. Danach waren die
Erzvorräte weitestgehend erschöpft, und der Abbau endete im Jahre 1619. Bis zu diesem
Zeitpunkt wurden nachweislich mehr als 48 Stollen (geschätzt etwa 80) und 45 Schächte (geschätzt über 100) aufgefahren, die Gesamtstrecke der Abbausohlen betrug dabei über 10 km.
Die Gesamtmenge des gewonnenen Goldes wird auf etwa 1,2 t geschätzt, wobei nochmals
25
Neuere Forschungen konnten diese Vermutung inzwischen bestätigen und eine eigenständige epigenetische
Goldmineralisation in den Konglomeraten der Silberkuhle durch einen postvariszischen aszendenten Lösungs-
148
mehr als die doppelte Menge wegen Aufbereitungsschwierigkeiten verloren ging (vgl. KULICK 1998:3 und 1997b:7). Bis ins 20ste Jahrhundert hinein erfolgten mehrfach Versuche,
den Goldbergbau wieder aufzunehmen, die jedoch allesamt mangels Kapital und Sachverstand zum Scheitern verurteilt waren. Der letzte Versuch durch die 1923 von Carl Theodor
Rauschenbusch gegründete „Gewerkschaft Waldecker Eisenberg“ wurde zu Beginn der 30er
Jahre durch die Weltwirtschaftskrise beendet (vgl. KULICK 1998:5f).
Im Untergeschoß des Korbacher Heimatmuseums wird derzeit eine eigene Abteilung zum
Goldbergbau am Eisenberg eingerichtert. Dabei sollen auch Goldstufen aus den Sammlungen
von C. T. Rauschenbusch und Dr. Jens Kulick gezeigt werden, die Stadt Korbach hat dessen
Sohn Holger Kulick ein Angebot für den Erwerb der Sammlung unterbreitet. Kulick seinerseits favorisiert dagegen ein eigenständiges Goldmuseum in Goldhausen, wo es in Verbindung mit einem Lehrpfad zu den sichtbaren Spuren des Bergbaus, die allesamt Ende 1996
denkmalrechtlich unter Schutz gestellt und so auch für die Zukunft gesichert werden konnten,
neben der Burgruine Eisenberg einen weiteren touristischen Anlaufpunkt darstellen würde
(vgl. WLZ, 20.05.1997 und 16.01.1998). Eine Einigung konnte zwischen beiden Parteien bisher leider noch nicht erzielt werden (Dr. W. VÖLCKER-JANSSEN mündl., 02.09.1998).
3.6.2. Pingen – Relikte des Kupferschieferbergbaus
Im Gegensatz zum Goldabbau am Eisenberg, der nur durch hohe Subventionen, die rückwirkend betrachtet sogar den Ertrag der gesamten Ausbeute überstiegen haben dürften, aufrechterhalten werden konnte, war die Kupfergewinnung mit den Nebenprodukten Blei und Silber
aus dem Kupferschiefer der Zechsteinzeit wesentlich bedeutsamer und gewinnbringender.
Die erzreichen Sedimente entstanden vor etwa 270 Mio. Jahren, als die Rotliegendlandschaft zum ersten Mal durch das Zechsteinmeer überflutet wurde. Wie schon in Kap.
2.2.1. beschrieben, bildete sich dabei im Gebiet der Korbacher Bucht eine reich gegliederte
Küstenlandschaft mit Buchten und Vorsprüngen sowie Becken und Schwellenregionen. In der
Folgezeit setzte sich in den tieferen Meeresbereichen ein bis zu 2 m mächtiger schwarzer,
bitumenreicher Tonmergel ab. Gleichzeitig brachte warmes Grundwasser aus der Tiefe gelöste Metallsalze mit sich, die sich in den neugebildeten Tonmergeln ausschieden. So entstanden
höhere Erzanreicherungen (v.a. Kupfer-, Blei- und Zinkerze) in diesen Sedimentschichten, die
transport nachweisen (vgl. JÄGER 1997:39).
149
zu einem sehr reichen und langfristigen Bergbau führten (vgl. KULICK 1982:61ff und Kap.
3.2.1.).
Dieser begann im Untersuchungsgebiet bei Nordenbeck und Nieder-Ense urkundlich
gesichert um 1500 n. Chr., hochmittelalterlicher oder gar frühgeschichtlicher Bergbau konnten bisher nicht sicher nachgewiesen werden. Schon 1595 bestand bei Nieder-Ense eine
Schmelzhütte, intensiver Betrieb begann in diesen Revieren jedoch erst in der zweiten Hälfte
des 17. Jahrhunderts. 1767 wurden die Betriebe von Nieder-Ense schon wieder aufgegeben,
1812 auch die übrigen Abbaue endgültig eingestellt (vgl. KULICK 1997a:172 und KRAUSSE 1971:32).
Auch südlich von Korbach wurde am Schanzenberg Kupfer abgebaut, diese Gruben
waren allerdings bedeutungslos und sind auch zeitlich nicht näher einzuordnen (vgl. KULICK
1982:63)
Weitaus erfolgreicher war der Kupferbergbau dagegen in den Revieren von DorfitterThalitter, die, größtenteils südlich von Dorfitter gelegen, nur randlich in das Untersuchungsgebiet hineinragen (Schächte und Stollen am Südhang des Rammelsberges). Erste Abbaue
waren wahrscheinlich schon zu Zeiten der Römer in Betrieb, gerieten anschließend jedoch
wieder in Vergessenheit. Erst 1709 wurde die Kupfergewinnung wieder aufgenommen und
gelangte zu einer raschen Blütezeit. Bis 1734 gewann man 22664 Zentner reines Kupfer, für
den Zeitraum von 1714 bis 1771 werden 45394 Zentner Kupferausbeute genannt. 1712 wurde
die erste Schmelzhütte in Thalitter errichtet. Nach 1780 ließen die Erträge, v.a. durch die Einfuhr von billigerem ausländischen Kupfer, allmählich nach, und 1868 wurde der Betrieb endgültig eingestellt (vgl. KULICK 1982:63 und 1997a:172 sowie WLZ, 11.02.1998).
Zeugnisse des ehemaligen Kupferschieferbergbaues sind an verschiedenen Stellen im Untersuchungsgebiet anzutreffen. Schachtpingen und alte Stollenmundlöcher finden sich am Eisenberger Abbruch im Waldgebiet westlich und südwestlich von Ober-Ense, am Osthang des
Schanzenberges sind ebenfalls mehrere Pingenhalden erhalten (vgl. Karte 6 und Foto 9). Von
den einst zahlreichen Abraumhalden des Itterschen Revieres sind leider nur noch sehr wenige
beidseitig der Kreisstraße 52 zwischen Immighausen und Thalitter (südlich des Untersuchungsgebietes) vorhanden, die meisten sind in jüngerer Zeit der Schottergewinnung zum
Opfer gefallen.
150
3.6.3. Die Korbacher Spalte
Im Jahr 1964 entdeckte der Geologe J. KULICK bei der geologischen Kartierung des Blattes
4719 Korbach in den in unmittelbarer Nähe der Stadt Korbach im Steinbruch Fisseler (ehemals Schwalenstöcker) aufgeschlossenen Randkalken (A1Ca) der Zechsteinformation eine
fossilgefüllte Spalte. Da die Knochen wegen ihrer schlechten Erhaltung zunächst nicht bestimmbar waren, dauerte es bis Ende der 80er Jahre, ehe neue Präparationsmethoden eine
präzise Fossilbestimmung erlaubten. Hierbei stellte sich heraus, daß die ursprünglich ins
Altpleistozän datierte Spaltenfüllung in Wahrheit aus der Zechsteinzeit stammt und mit ihrem
reichen Gehalt an Tetrapodenknochen und –zähnen erstmalig für Mitteleuropa das Vorkommen einer formenreichen terrestrischen Tetrapodenfauna aus dem Oberperm belegt. Ähnliche
Funde waren bisher nur aus Süd- und Ostafrika sowie Rußland bekannt. Am bedeutsamsten
ist sicherlich das Vorkommen des frühen Cynodontiers Procynosuchus, da diese Gattung zuvor nur aus dem Oberperm von Südafrika und Sambia bekannt war (vgl. SUES/MUNK
1996:215).
Die Korbacher Spalte entstand infolge eines Erdbebens. Besonders in den tieferen Bereichen sind ihre Wände durch dicke Harnischbelege gekennzeichnet. Außerdem ist die Randkalk-Scholle, die die Nordflanke der Spalte bildet, gegenüber der Südflankenscholle merklich
gekippt. Beides sind deutliche Hinweise auf tektonische Ereignisse im Oberperm (vgl.
MUNK in Vorb.).
Die Verfüllung der Spalte geschah ebenfalls noch im Oberperm. Nach dem heutigen
Forschungsstand werden Entstehung sowie Beginn der Verfüllung an den Top des A1Ca gesetzt. Wie lange die sedimentäre Verfüllung andauerte, ist noch nicht endgültig geklärt. Denkbar ist eine Abdeckung der inzwischen gefüllten Spalte durch die Transgression im Zechstein
2 (Staßfurt-Serie). Hierzu ergaben sich bislang aber noch keine Hinweise. Spätestens die
Transgression des Zechstein 3 (Leine-Serie), die weit über die lateralen Transgressionsgrenzen des Zechstein 2 hinausreichte, dürfte sie jedoch beendet haben (vgl. a.a.O.). Im Rahmen
eines Forschungprojektes soll diese Frage in den nächsten Jahren endgültig geklärt werden.
Die Spalte ist von mindestens zwei verschiedenen Füllungsgenerationen erfüllt. Die permzeitliche Spaltenfüllung besteht aus teilweise rötlich-violettem, teilweise gelblichem dolomitischen Schluffstein. An einigen Stellen liegt direkt auf der Spaltenwand jedoch eine Tapete
151
aus weichem, hellgrau-bläulichem Ton, die wesentlich fossilreicher ist als das übrige Material
(vgl. a.a.O.). Hierbei handelt es sich evtl. um eine ältere Füllung, die rasch und möglicherweise durch fluviale Vorgänge wieder ausgeräumt und durch jüngeres, aber immer noch permisches Material ersetzt wurde (W. MUNK mündl., 22.09.1998). Zusätzlich ist die Spalte durch
jüngere, ursprünglich auf vermutlich jungtertiäre Tektonik zurückzuführende Karstschlotten
überprägt, die z.T. tiefgründig gerötet sind. Auskolkungen beweisen, daß diese Schlotten
durch fließendes Wasser ausgeräumt wurden, das sowohl die Spaltenwand als auch den permzeitlichen Füllungskörper erodierte (vgl. MUNK in Vorb.). Nur an der nördlichen Spaltenflanke sowie im tieferen Spaltenbereich unterhalb von etwa 10 m unter Geländeoberkante
blieb der Kontakt zwischen Spaltenwand und Füllungskörper bestehen. In stagnierenden Phasen setzten sich rötlich-braune, lehmige Sedimente ab, die z.T. mit kiesigen Lagen wechsellagern und das erodierte permzeitliche Material ersetzen (vgl. a.a.O. und Foto 14).
Während Entstehung, Alter und Fossilinhalt bis heute schon oft Gegenstand verschiedener
Untersuchungen waren und auch in Zukunft noch intensiv erforscht werden sollen, liegt die
jüngere Geschichte der Spalte noch weitgehend im Dunkeln. So ist z.B. noch nicht eindeutig
geklärt, ob die jüngeren Schlottenfüllungen tertiäres oder quartäres Alter besitzen, und somit
fehlen letztendlich auch genauere Erkenntnisse zur känozoischen Überprägung und Weiterbildung der Korbacher Spalte. Im Rahmen dieser Arbeit soll versucht werden, dieses Dunkel
ein wenig zu erhellen.
Oberhalb der Korbacher Spalte war während der Bauarbeiten für das Dach, welches in Zukunft die Spalte und ihren Inhalt vor schädigenden Witterungseinflüssen schützen soll, ein
mehrschichtiges Bodenprofil aufgeschlossen (vgl. Karte 5 und Abb. 24). Über der rotbraunen,
lehmigen Spaltenfüllung, in der abschnittsweise einzelne Bereiche permischen Füllmaterials
„schwammen“, lagen zwei unterschiedliche pleistozäne Deckschichten, von denen die untere
stark schutthaltig, die obere dagegen deutlich schluffig ausgebildet ist. Dieses Profil wurde
intensiv beprobt und mit ausgewählten bodenphysikalischen und -chemischen Methoden untersucht, um so Aussagen über Alter und Genese der verschiedenen Schichten und der jüngeren Spaltenfüllung machen zu können. Im folgenden sollen diese Methoden näher beschrieben
werden.
152
S
N
ca. 6 m
Al-Bv
Btv
?
Entnahmestelle
der Kiesprobe
Laboranalytisch näher untersuchter Profilteil:
Ap
Probe:
Sp1
Sp2
Al-Bv
Sp3
Btv
Sp4
fluviale Rinnensedimente
pleistozäne
Schuttdecke
(IIBv)
Sp5
Sp6
Sp7
rote Spaltenfüllung, sandige und
tonige Lagen im Wechsel
rote Spaltenfüllung, tonig
Sp8+9
Sp10
Abb. 24: Bodenprofil oberhalb der Korbacher Spalte
153
3.6.3.1. Laboruntersuchungen, ihre Methodik und Aussagekraft
Im Mittelpunkt der Laboruntersuchungen stand die Eisenbestimmung im Dithionit- bzw.
Oxalat-Aufschluß, die wichtige Hinweise über den Verwitterungsgrad und das Alter der
Sedimente geben kann (vgl. unten).
Für den Dithionit-Aufschluß (FeD) wurden rund 2 g Feinboden mit 40 ml 0,3m Natrium-Citratlösung und 10 ml 1m Natrium-Bicarbonatlösung versetzt und unter gelegentlichem
Rühren auf 80°C erhitzt. Nach Zugabe von 1 g Natrium-Dithionit und weiteren 15 min Erhitzen und Rühren wurde die Suspension zentrifugiert und in einen 500 ml-Meßkolben überführt. Das verbliebene Bodenmaterial wurde anschließend mit 20 ml MgSO4-Lösung versetzt
und nach mehrmaligem Umrühren erneut zentrifugiert, die klare Lösung wurde ebenfalls in
den Meßkolben gegeben. Dieser wurde anschließend bis zur Eichmarke mit demineralisiertem
Wasser aufgefüllt und homogenisiert. Die so entstandene Lösung wurde zur Analyse verwendet.26
Für den Oxalat-Aufschluß (FeO) wurden etwa 1 g Boden mit 50 ml Extraktionslösung
(= 0,2m NH4-Oxalatlösung + 0,2m Oxalsäure, eingestellt auf pH 3) versetzt und zwei Stunden
geschüttelt. Die Suspension wurde durch anschließendes Filtrieren geklärt und zur Analyse
verwendet.
Daneben wurde das Eisen sowie die Schwermetalle Blei, Zink und Kupfer auch im
Königswasser-Aufschluß bestimmt. Hierzu wurde etwa 1 g Boden mit 15 ml 37%iger HCl
und 5 ml 65%iger HNO3 versetzt und zwei Stunden gekocht. Die Lösung wurde anschließend
in einen 50 ml-Meßkolben filtriert und mit demineralisiertem Wasser bis zur Eichmarke aufgefüllt. Die so entstandene Lösung wurde zur Analyse benutzt und wie schon die zuvor genannten Extrakte im Atom-Absorptions-Spektrometer des Fachbereichs Geographie
untersucht.
Weitere bodenchemische Untersuchungen waren die Messung des pH-Wertes in 0,1m KClLösung und die gasvolumetrische Bestimmung des Karbonatgehaltes nach SCHEIBLER.
Hierbei wurde das in der Einwaage (~2 g) vorhandene Karbonat mittels 10%iger HCl zerstört
und das gebildete CO2-Volumen unter Berücksichtigung der herrschenden Druck- und Tem-
26
Auf die in den meisten Versuchsanleitungen vorgesehene zweite Extraktion mit Natrium-Dithionit wurde
verzichtet, da nach BLUM (1968:98f) eine nur einmalige Extraktion die Verwitterungstendenz innerhalb
humusreicher Bodenprofile auf Karbonatgestein besser kennzeichnet und so entsprechend der Fragestellung
dieser Untersuchung sinnvollere Ergebnisse zu erwarten waren.
154
peraturbedingungen gemessen. Dieses ist proportional zum ursprünglichen Karbonatgehalt
des eingewogenen Feinbodens und erlaubte so dessen Berechnung.
Wichtigste bodenphysikalische Untersuchung war die Korngrößenanalyse der verschiedenen Sedimente durch eine Kombination von Sedimentations- (Pipettmethode nach
KÖHN) und Naßsiebverfahren, was eine Auftrennung der Feinerde in Ton, Grob-, Mittel- und
Feinschluff sowie Grob-, Mittel- und Feinsand ermöglichte. Daneben wurden Skelett- und
Wassergehalt sowie der Glühverlust (als näherungsweise Bestimmung des Gehalts an organischer Substanz) bestimmt.
Schließlich bestand die Möglichkeit, im geologischen Institut der Universität Marburg
einige Sedimentproben sowie den Lösungsrückstand (in 10%iger HCl) des anstehenden
Randkalkes durch eine röntgendiffraktometrische Analyse mineralogisch zu untersuchen.
Hierbei macht man sich das Prinzip zu nutze, daß die auf eine pulverförmige Sedimentprobe
fallenden monochromatischen Röntgenstrahlen durch die Netzebenen der Kristalle gebeugt
oder reflektiert werden. Die registrierte Lage der einzelnen Reflexe gibt dann Hinweise auf
die in der Probe enthaltenen Minerale (vgl. SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1984:33). Zur
Vorbereitung der Messung wurden die Pulverpräparate der einzelnen Sedimentproben nur im
Achatmörser fein zermahlen, auf jede weitere Vorbehandlungsmethode wurde verzichtet.
Die gewonnenen Ergebnisse dieser verschiedenen Untersuchungsmethoden sind im einzelnen
im Anhang der Arbeit aufgeführt. Bevor sie jedoch in den folgenden Kapiteln vorgestellt und
interpretiert werden, müssen zunächst einige grundlegende Vorbemerkungen erfolgen.
Es hat sich in mehreren Untersuchungen gezeigt, daß die fraktionierte Eisenbestimmung unter besonderer Berücksichtigung des Gesamteisens zur Lösung paläobodenkundlicher Fragen besonders geeignet ist (vgl. HÄDRICH 1970:105, BLUM 1968:97ff). Durch das
„Gesamteisen“ (Königswasser-Auszug)27 sind im wesentlichen alle Eisenverbindungen erfaßt, die im Boden potentiell vorhanden sind, also auch primäre, d.h. sedimentogene Oxide
und silikatisch oder karbonatisch gebundenes Eisen (vgl. BARSCH et al 1984:95). Die Oxalat- bzw. Dithionit-Extrakte berücksichtigen dagegen nur das während der pedogenen Prozesse gebildete Eisen (vgl. BRUNNACKER 1970:356). Der Oxalat-Auszug erfaßt dabei die
schlecht kristallisierten, d.h. amorphen und leicht löslichen Eisenoxide (z.B. Ferrihydrit),
27
Eine Bestimmung des Gesamteisens ist eigentlich nur in Vollaufschlüssen möglich. Dazu gehören z.B. die
Alkalikarbonatschmelze (vgl. HÄDRICH 1970:125) oder der Perchlorsäure-Flußsäure-Aufschluß (vgl.
RUMP/KRIST 1987:92 und HEINRICHS/HERRMANN 1990:338ff). Für die hier durchgeführten Untersuchungen reicht allerdings das Aufschlußvermögen von Königswasser aus, um einen Vergleich zwischen
FeD/FeO und dem annähernden Gesamtgehalt des Bodens an Eisen zu ermöglichen.
155
während der Dithionit-Auszug die gesamten pedogenen Eisenoxide, also auch die gut kristallisierten und in verdünnten Säuren nur schwer löslichen Formen wie z.B. Hämatit und
Goethit, berücksichtigt (vgl. SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1984:44).
Im Zuge der pedogenen Umwandlung des Mineralkörpers kann nun eine Verschiebung der Mengenanteile der einzelnen Eisenfraktionen beobachtet werden. Insgesamt steigt
der Anteil des Dithioniteisens am Gesamteisen um so stärker an, je intensiver die Bodenbildung abgelaufen ist oder je länger die Bodenbildungsphase gedauert hat (vgl. HÄDRICH
1970:131). Lessivierungsprozesse, die neben dem Ton auch feinkörnige Eisenoxide verlagern
(vgl. SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1984:334), führen dabei in den Anreicherungshorizonten zu besonders hohen Dithionit-Werten. Da sich das amorphe Eisen, das bei der Verwitterung ständig neu entsteht, durch Alterung in den kristallinen Zustand umwandelt, ist aus
dem Mengenverhältnis von FeO zu FeD ebenfalls ein Rückschluß auf das Bodenalter möglich.
Je älter die Böden, desto geringer ist der Anteil an FeO, vorausgesetzt, die Verwitterung ist
schon seit längerer Zeit zum Stillstand gekommen (vgl. HÄDRICH 1970:123). Schließlich
erlaubt dieses Verhältnis auch Rückschlüsse auf die Kristallisationsbedingungen der Eisenoxide bei der Pedogenese. So ist der FeO-Anteil in (häufig sehr alten) tropischen Böden sehr
gering, liegt bei den (überwiegend jüngeren) Böden der gemäßigten Klimabereiche deutlich
höher und erreicht in Ah- und Bs- sowie Bh-Horizonten Spitzenwerte von über 50%, da hier
die Alterung der Eisenoxide durch die organische Substanz verzögert und auch der Anteil des
organisch gebundenen Eisens hoch ist (vgl. SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1984:44).
Einschränkend muß an dieser Stelle allerdings gesagt werden, daß alle zuvor gemachten Ausführungen eigentlich nur für Profile mit homogenem Ausgangsmaterial gelten. Da es
sich im Fall der Korbacher Spalte aber um ein Mehrschichtprofil handelt, können sie genaugenommen nur zur Charakterisierung der pedogenen Überprägung einzelner Schichten und
nicht des Gesamtprofiles herangezogen werden. Trotzdem erlaubt die Zusammenschau der
Einzelergebnisse zumindest tendenzielle Aussagen über die jeweilige Genese und somit eine
relative Vergleichbarkeit der einzelnen Schichten untereinander. Weiterhin sei erwähnt, daß
nach HÄDRICH (1970:124,129) die FeD-Bestimmung gerade bei karbonathaltigen Böden aus
Sedimentgesteinen und bei karbonathaltigen Sedimenten, ja sogar in den entkalkten Verlehmungszonen von Lössen, nicht nur das pedogene Eisen, sondern darüber hinaus auch m.o.w.
unkontrollierbare Anteile sedimentogener Eisenverbindungen miteinbezieht, so daß die Menge an FeD insgesamt sowie ihr Verhältnis zum Totaleisen möglicherweise zu hoch bestimmt
wurden. Gleiches gilt nach BLUM (1968:102) auch für die FeO-Werte. Da aber alle im Profil
„Korbacher Spalte“ untersuchten Sedimente in diesen von HÄDRICH angesprochenen Kreis
156
gehören, würde sich ein eventueller Fehler auch in allen Proben niederschlagen und so zwar
zu einer systematischen Überbestimmung führen, allerdings die gewonnenen Ergebnisse nicht
vollständig unbrauchbar machen, da die Relationen untereinander m.o.w. gewahrt blieben.
Trotz dieser beschriebenen Schwierigkeiten konnte ein in sich schlüssiges Bild über
die Genese des aufgeschlossenen Bodenprofils sowie der jüngeren Spaltenfüllung gewonnen
werden, das im folgenden vorgestellt werden soll.
3.6.3.2. Die Ergebnisse und ihre Deutung
Wie schon mehrfach erwähnt, handelt es sich bei dem untersuchten Bodenprofil um ein Mehrschichtprofil (vgl. Abb. 24). Über der liegenden rotbraunen Spaltenfüllung sind zwei
pleistozäne Lagen aufgeschlossen, von denen die untere (Proben Sp 6+7) aufgrund ihrer sedimentologischen Merkmale (hoher Ton- und Skelettgehalt, letzterer überwiegend aus scherbig verwittertem Randkalk sowie permischem Spaltenfüllmaterial bestehend, in Probe Sp7
daneben auch Geröllkomponenten der unterlagernden jüngeren Spaltenfüllung wie Buntsandstein und Gangquarze) als Basisschutt (IIBv) angesprochen wurde. Die überlagernde Schicht
(Sp1-4) grenzt sich durch einen deutlich erhöhten Schluffanteil und einen geringeren und qualitativ verschiedenen Skelettgehalt – überwiegend Schiefergebirgsmaterial (Tonschiefer,
Grauwacke, Gangquarze) sowie Buntsandstein und Randkalk – von dieser Lage ab und entspricht nach Merkmalen und stratigraphischer Position dem Deckschutt. Dieser ist hier als
Lößlehmfließerde ausgebildet, in die wahrscheinlich Terrassenmaterial des Kuhbaches28
eingearbeitet
wurde,
was
die
qualitative
Ausbildung
ihres
zumeist
wenigstens
kantengerundeten Geröllspektrums erklären würde.
Die holozäne Bodenbildung fand augenscheinlich nur im Deckschutt statt. Unter einem 40 cm mächtigen Ap-Horizont liegt eine rund 20 cm dicke Zone, die sich durch eine
gelblichere Farbe von der unterlagernden, rund 30 cm mächtigen Schicht unterscheidet. Letztere ist an Wurzelbahnen durch Humuseinwaschung und Tontapeten gekennzeichnet und erscheint in der Fingerprobe deutlich bindiger als der hangende Horizont. Aus diesen Gründen
wurde der holozäne Boden im Gelände als Prabraunerde angesprochen, die sich im Lößlehm
aufgrund von Lessivierungsprozessen entwickeln konnte.
28
Zu Verbreitung und qualitativer Ausbildung der Kuhbach-Terrassen vgl. KULICK (1997a:128ff).
157
Die Laboruntersuchungen konnten diese im Gelände geäußerte Vermutung größtenteils bestätigen. Der leicht verminderte pH-Wert sowie v.a. die vollständige Entkalkung der
beiden Horizonte ermöglichten das Einsetzten der Tonverlagerung, wodurch der Illuvialhorizont eine bräunlichere Farbe und einen höheren Tongehalt erhielt. Allerdings reicht die absolute Tongehaltsdifferenz von rund 1,6% zwischen tonverarmtem und tonangereichertem
Horizont nicht aus, um hier von einer echten Parabraunerde sprechen zu können (vgl. AG
BODEN 1994:91ff), so daß dieser Profilteil letztendlich als (morphologisch allerdings sehr
deutlich ausgeprägte) Parabraunerde-Braunerde mit der Horizontierung Ap/Al-Bv/Btv bezeichnet werden muß. Ob die Lessivierung dabei bis in den liegenden Basisschutt gereicht
hat, erscheint aufgrund fehlender mit bloßem Auge sichtbarer Tonverlagerungsmerkmale eher
unwahrscheinlich. Wahrscheinlicher ist ein schon primär höherer Tongehalt dieser Schuttdecke (vgl. dazu auch die Ausführungen in Kap. 2.4.).
Zwischen die beiden pleistozänen Schuttdecken schiebt sich eine knapp 80 cm breite,
flache Linse aus lehmig-sandigem Schluff, deren durchweg gerundetes Geröllspektrum (ausschließlich Feinkies) aus Buntsandstein- und Tonschiefermaterial sowie wenigen Gangquarzen und Kieselschiefern besteht. Im Gegensatz sowohl zur liegenden als auch zur hangenden
Strate finden sich keinerlei Randkalk-Bruchstücke, und der Skelettgehalt ist v.a. im Vergleich
zum Basisschutt deutlich geringer. Da das Material zusätzlich noch eine undeutliche Schichtung aufweist, wird es als fluviales Rinnensediment angesprochen. Das Geröllspektrum weist
auf ein ursprüngliches Herkunftsgebiet im Schiefergebirge hin, doch wird es sich hierbei wie
schon im Falle des Deckschuttes um eingearbeitetes Kuhbach-Terrassenmaterial handeln, da
bei der Ablagerung des Materials eine direkte Verbindung zum Schiefergebirge aufgrund der
stratigraphischen Position der Sedimente, die ein jungpleistozänes Alter vermuten läßt, nicht
mehr gegeben war. Auch der relativ hohe Glühverlust, der einen hohen Gehalt an organischem Material vermuten läßt, spricht für eine eher kleinräumige Umlagerung von humosem
Bodenmaterial.
Die metallanalytischen Untersuchungen bestätigen die bisherigen Erkenntnisse zur Genese
des untersuchten Profils. V.a. die fraktionierte Eisenbestimmung untermauert die dargestellten Ergebnisse. So konnten die Lessivierungsprozesse innerhalb der Lößlehmfließerde durch
niedrige FeD-Werte im Al-Bv- und hohe im Btv-Horizont bei gleichzeitig konstantem Gehalt
an oxalatlöslichem Eisen bestätigt werden. Da ein hoher Gehalt an organischer Substanz die
Alterung der amorphen Eisenoxide verzögert, sind die FeO-Werte im Ap-Horizont deutlich
erhöht. Auch der höhere Gehalt an organisch gebundenem Eisen dürfte dafür verantwortlich
158
sein (vgl. SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1984:44). Gleiches gilt für die fluvialen Rinnensedimente. Bei einem gegenüber den übrigen Horizonten des Profils relativ konstanten
Gesamtgehalt an Eisen weisen sie den absolut höchsten FeO-Gehalt aller untersuchten Sedimente auf. Auch der FeD-Gehalt erscheint leicht erhöht. Außerdem fällt auf, daß das dithionitlösliche Eisen – im Gegensatz zu den übrigen Sedimenten – mit annähernd 85% fast allein für
den Gesamtgehalt an Eisen verantwortlich ist. Der größte Teil des primären, sedimentogenen
Eisens scheint also durch Verwitterung und Pedogenese umgewandelt worden zu sein. Somit
ist zu vermuten, daß das Material vor seiner fluvialen Umlagerung einer intensiven Bodenbildung ausgesetzt und somit schon primär stärker verwittert und verbraunt war als die übrigen
Schichten. Das bei dieser intensiven Verbraunung entstandene amorphe Eisenoxid konnte
anschließend aufgrund des hohen Gehaltes an organischem Material nur zögernd abgebaut
werden und sich in hohem Maße bis heute erhalten. Da der rezente Boden und der unterlagernde Basisschutt bei ähnlichem Gehalt an Gesamteisen noch größere Reste von sedimentogenem Primäreisen enthalten, fand die Pedogenese möglicherweise sogar in einer
Zwischeneiszeit statt, in der für Verwitterung und Mineralneubildung ein längerer Zeitraum
zur Verfügung stand als im Holozän. Das würde bedeuten, daß der Basisschutt mindestens
aus der Riß-Eiszeit stammt, und sich im Würm mit der Lößlehmfließerde nur eine pleistozäne
Deckschicht entwickeln (zumindest aber erhalten) konnte.
Neben den unterschiedlichen Eisenfraktionen wurde abschließend noch der Gehalt an Blei,
Zink und Kupfer im Königswasser-Aufschluß bestimmt. Diese Schwermetalle besitzen als
„Mikronährstoffe“ (SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1984:199) eine nur geringe Konzentration in den Böden, die neben der Beschaffenheit des verwitterten Ausgangsgesteins v.a.
vom Gehalt an organischer Substanz, Tonmineralen und Eisen- und Manganoxiden abhängig
ist, an die sie durch Komplexbildung oder Adsorbtion gebunden sind (vgl. a.a.O.:259ff). Die
nur geringen Gehaltsunterschiede zwischen den verschiedenen Horizonten bzw. Schichten
lassen sich daher problemlos mit diesen Faktoren erklären. Die Vermutung einer eventuellen
Einarbeitung von schwermetallreicheren Zechsteinsedimenten (z.B. Kupferschiefer, vgl. Kap.
3.6.2.) in die verschiedenen pleistozänen Schuttdecken, die anhand ihrer Gehalte nachzuweisen wäre und so gewisse Hinweise auf Liefergebiet und Transportweite gegeben hätte, konnte
deshalb widerlegt werden.
159
3.6.3.3. Herkunft und Alter der postpermischen Spaltenfüllung
Von den bisher beschriebenen Sedimentschichten hebt sich die jüngere, postpermische Spaltenfüllung (Sp 8-11) v.a. aufgrund ihrer rötlicheren Farbe deutlich ab. Auch der im untersuchten Profilabschnitt fehlende Skelettgehalt grenzt sie von den hangenden Straten ab. Z.T ist das
Material lagenweise stark sandig (Sp 9) bzw. schluffig-tonig (Sp 10) ausgebildet, durchweg
aber nur karbonatarm. Besonders hervorzuheben ist Probe Sp 11. Sie stammt aus einer seitlichen Nebenschlotte der Hauptspalte, die an der Steinbruchwand etwa 12 m unterhalb der
Geländeoberfläche angeschnitten ist. In ihren Merkmalen entspricht sie weitestgehend den
tonigen Schichten im oberen Bereich der Spalte, ist allerdings durch einen deutlich höheren
Tonanteil gekennzeichnet.
Wie zu Beginn von Kap. 3.6.3. schon erwähnt, besteht über das Alter dieser Spaltenfüllung noch keine endgültige Klarheit. Sicher ist nur, daß sie postpermisch in durch Verkarstungsprozesse geschaffenen Hohlräumen und Schlotten abgelagert wurde. Dieses muß durch
fließendes Wasser geschehen sein, da das Material häufig geschichtet und durch Kieslagen
unterschiedlicher Mächtigkeit und Korngröße gegliedert ist (vgl. Foto 14). Die im untersuchten Profilabschnitt festgestellte Skelettlosigkeit ist daher eher die Ausnahme als die Regel.
Die an anderer Stelle (vgl. Abb. 24) entnommenen Kiesproben bestehen überwiegend aus
Schiefergebirgsmaterial (Tonschiefer, Grauwacke, Schwarz- und Kieselschiefer, Gangquarz)
sowie Buntsandstein- und Grenzsandkomponenten. Nach W. MUNK (mündl., 22.09.1998)
finden sich im oberen Abschnitt der Füllung zusätzlich noch Lagen mit grusigen, fluvial aufbereiteten Holzkohlestückchen.
Aufgrund der deutlichen Rotfärbung der Sedimente wurde zu Beginn der Geländearbeiten die Vermutung geäußert, es könne sich um Material handeln, das aufgrund einer intensiven (tropischen) Verwitterung stark mit Eisen angereichert wurde. Die Spaltenfüllung
würde demnach ein tertiäres Alter besitzen. Die Laboruntersuchungen können diese Vermutung jedoch nicht bestätigen. Der Eisengehalt der Sedimente ist – mit Ausnahme der Probe
Sp 11 – gegenüber den hangenden Pleistozänlagen nicht erhöht, was eine intensive tertiäre
Verwitterung, die zu einer starken Anreicherung von Eisenoxiden geführt hätte, ausschließt.
Einzig die 12% der Probe Sp 11 lassen eine solche vermuten, sind aber sicherlich auch auf
den besonders hohen Tongehalt des Sediments zurückzuführen, der eine relative Zunahme der
gesamten Oberfläche der Bodenteilchen und somit auch eine vermehrte Bildung von Oxidhüllen um diese Teilchen bedingt. Ein Anstieg des Dithionit-Anteils am Gesamteisen, der eben160
falls eine intensivere Bodenbildung angezeigt hätte, konnte nicht beobachtet werden. Zwar ist
eine geringfügige Abnahme der FeO-Verhältniswerte zum Gesamteisen und FeD zu beobachten, doch liegen diese Werte mit rund 5,4 bzw. 13% um ein Vielfaches zu hoch, als daß man
aus ihnen ein hohes Bodenalter oder tropische Verwitterungsbedingungen ableiten könnte.
SCHEFFER/ SCHACHTSCHABEL (1984:44) z.B. geben für tropische Böden nur Werte von
<1% an. Somit ist die rotbraune Farbe der Sedimente nicht primär Folge eines besonders hohen Eisengehaltes, sondern vermutlich überwiegend auf eine Ummantelung der einzelnen
Körner durch fein verteiltes Eisenoxid (coating-Effekt) zurückzuführen. Dünnschliffanalysen
könnten in dieser Frage eine endgültige Klärung bringen.
Die Ergebnisse der fraktionierten Eisenbestimmung werden durch die Röntgenanalysen unterstützt. Insgesamt wurden 7 Proben analysiert, die überwiegend der postpermischen Spaltenfüllung entstammen (Proben Sp 9-11). Für Vergleichszwecke wurde zusätzlich noch Material
aus dem hangenden Basisschutt (Sp 6) untersucht und abschließend eine Analyse des Lösungsrückstandes (in 10%iger HCl) des die Spaltenflanken bildenden Randkalks angefertigt.
Letztere spricht eindeutig dafür, daß die Spaltenfüllung nicht residual durch Verwitterung und Auflösung des umgebenden Kalksteins entstanden sein kann. Der Randkalk im Umfeld der Spalte besteht zu 99,07 Gewichts-% aus löslichen Karbonaten (nach KULICK
1997a:69 nur CaCO3), die restlichen knapp 1% werden nach der Röntgenanalyse durch Baryt
(BaSO4) repräsentiert. Der Eisengehalt liegt nach KULICK (a.a.O.:184) nur bei rund 0,023%.
Schon diese Reinheit des Kalksteins macht eine so mächtige Anreicherung von Residuallehm
unmöglich. Daneben zeigt auch die Mineralanalyse der Spaltenfüllung mit Ausnahme der
Probe Sp 9 (?) keinerlei Baryt in erkennbaren Mengen an. Somit muß es sich um allochthones
Material handeln, das erst nach Entstehung der karstischen Lösungsspalten hier eingeschwemmt wurde. Diese Erkenntnisse bestätigen nochmals die aufgrund der sedimentologischen Hinweise (Qualität und Ausbildung des Skelettes, vgl. oben) propagierte fluviale
Genese des Sediments.
Daneben geben die Röntgenanalysen auch weitere Anhaltspunkte für ein quartäres Alter der Spaltenfüllung. So ist, abgesehen von einem hohen Gehalt an Kalzit und Dolomit, kein
signifikanter Unterschied im Mineralbestand zwischen Basisschutt und jüngerer Spaltenfüllung festzustellen. Das Auftreten von nur gering verwitterungsresistenten Mineralen wie
Muskovit, Illit, Chlorit und Feldspat spricht ebenfalls gegen eine Entstehung unter tertiärtropischen Verwitterungsbedingungen. Das Tonmineralspektrum weist mit seinem Gehalt an
Chlorit, der durch die Verwitterung chlorithaltiger Gesteine wie z.B. Tonschiefer freigesetzt
161
wird (vgl. SCHEFFER/SCHACHTSCHABEL 1984:38), wie schon das Geröllspektrum auf
eine primäre Herkunft des Materials aus dem Schiefergebirge hin. Die Intensitätsunterschiede
der einzelnen Tonmineralpeaks lassen sich dabei mit dem wechselnden Tongehalt der Sedimente erklären. So enthält die sandigere Probe Sp 9 weniger Tonminerale, ist dafür aber deutlich quarzreicher als die tonigere Probe Sp 10. Eisenoxide konnten in den Pulverproben des
gesamten Feinbodens der verschiedenen Sedimente – wiederum mit Ausnahme der Probe Sp
11 – nicht nachgewiesen werden. Erst eine Abtrennung der Tonfraktion machte sie auch in
Probe Sp 6 sichtbar. Doch auch hier zeigen sich im Vergleich mit Probe Sp 11 keine signifikanten Unterschiede. Einzig der fehlende Chlorit/Vermiculit-Peak bei Probe Sp 11, der jedoch in der Analyse der Gesamtprobe vorhanden ist und deshalb keine neue Beurteilung des
Materials erforderlich macht, grenzt diese Messung leicht von allen übrigen ab.
Eine tertiäre Genese der roten Spaltenfüllung muß somit aufgrund der gewonnenen Daten
abgelehnt werden. Ihre Höhenlage von rund 12-22 m über Talniveau des Kuhbaches (ca. 365375 m ü. NN) ermöglicht vielmehr eine Parallelisierung mit der alt- bis mittelpleistozänen
„Höheren Terrasse des Kuh-Baches“ KULICKs (1997a:129), die als Schlottenfüllung schon
im Steinbruch Bauch bei Dorfitter nachgewiesen werden konnte. Allerdings erreicht sie dort
nur eine Mächtigkeit von maximal 3,5 m, während in der Korbacher Spalte eine Vertikalerstreckung von bis zu 10 m zu beobachten ist. Auch der Geröllbestand dieser Terrasse mit
vorwiegend Kieselschiefer und Grenzsandgeröllen stimmt nur z.T. mit den hiesigen Beobachtungen überein. Tonschiefer und Gangquarze lassen zusätzlich eine Einarbeitung älteren
Schottermaterials vermuten, das KULICK (a.a.O.:128) südlich von Korbach auf der Korbacher Hochfläche nachweisen konnte und das hier durch pleistozäne Zuflüsse des Kuhbaches
erneut mobilisiert und in den Karstschlotten abgelagert wurde. Dieses ältestpleistozäne Material29 dürfte auch für die Rotfärbung der Sedimente verantwortlich sein, da zu seiner Entstehungszeit noch höhere Temperaturen als in den nachfolgenden Abschnitten des Pleistozäns
herrschten, die eine verstärkte Bildung des rötlich gefärbten Hämatits gegenüber dem bräunlicheren Goethit förderten. Da es heute auf der Korbacher Fläche aber nur noch in Form von
Einzelgeröllen und nicht als geschlossener Sedimentkörper vorhanden ist (vgl. KULICK
1997a:128), ist ein pedologischer Vergleich zwischen Spaltenfüllung und Schottermaterial,
29
Von KÖRBER (1956, in KULICK 1997a:129) wird dieses Material dem ehemals einheitlichen Schotterkörper
der Buchenberger Fläche zugeordnet und besäße somit sogar mittelpliozänes Alter (vgl. Abb. 3, S. 26)!
162
der diese Vermutung bestätigen könnte, leider nicht möglich. Aus dem höheren Eisengehalt
der Probe Sp 11 eine längere zeitliche Ereignisabfolge bei der Füllung der Spalte abzuleiten –
im unteren Bereich Material, das älteren (tertiären?) oder noch geschlosseneren Schwemmschutt- oder Verwitterungsdecken entstammt, im oberen Bereich jüngeres, stärker mit pleistozänen Sedimenten vermischtes und deshalb geringer eisenhaltiges Material – erscheint wenig
sinnvoll, da die zugrundeliegende Datenbasis zu gering ist. Hierzu wäre die Untersuchung
mehrerer Proben aus dem unteren Spaltenbereich notwendig, um eine zufällig erhöhte Eisenkonzentration ausschließen zu können.
3.6.3.4. Die quartäre Landschaftsgenese im Gebiet der Korbacher Spalte
Die Synthese aller bisherigen Ergebnisse läßt folgende quartäre Entwicklung der Spalte und
ihrer näheren Umgebung wahrscheinlich erscheinen:
In karstischen Spalten und Schlotten, die ursprünglich wahrscheinlich durch jungtertiäre Tektonik angelegt und durch fluviale Erosion sowohl des Randkalkes als auch der permischen Spaltenfüllung erweitert wurden, wurden im Altpleistozän durch den Kuhbach und
seine westlichen Zuflüsse Terrassensedimente abgelagert. Spätestens im Jungpleistozän, evtl.
auch schon in der Riß-Eiszeit, wurden diese durch eine Solifluktionsschuttdecke überfahren
und durch Abtragungs- und Einmischungsprozesse in deren unteren Teil eingearbeitet. Bevor
gegen Ende der letzten Eiszeit dieser Basisschutt durch eine Lößlehmfließerde (Deckschutt)
überlagert wurde, kam es in einer dazwischenliegenden Warmphase (Interglazial oder Interstadial?) zu einer intensiven Bodenbildung. Das Bodenmaterial wurde vermutlich zu Beginn der nachfolgenden Kaltphase durch fließendes Wasser kleinräumig umgelagert, was die
fluvialen Rinnensedimente bezeugen.
Die beiden Schuttdecken wurden dem Gefälle entsprechend von Süden nach Norden
verlagert und nehmen in dieser Richtung auch in ihrer Mächtigkeit zu. Wie sich das pleistozäne Relief weiter im Norden fortgesetzt hat, ist heute aufgrund des Steinbruches nicht mehr
ersichtlich. Womöglich stieg es wieder leicht an, so daß sich direkt über der Spalte eine leichte Eindellung befand, in der die Schuttdecken eine größere Mächtigkeit erreichen konnten.
Diese Vertiefung könnte schon im Altpleistozän oder früher durch Verkarstungsprozesse im
Untergrund angelegt worden sein und während der folgenden Zeit als Leitbahn für pleistozäne Gewässer fungiert haben. Diese Vermutung wird durch die Lage der fluvialen Rinnensedimente unterstützt. Womöglich hat die Tiefenlinie auch durch erhöhtes Wasserdargebot in
163
einer Art Selbstverstärkungseffekt die Verkarstungsprozesse im Randkalk intensiviert, was
die in diesem Bereich große Breite der Spalte von rund 8 m erklären würde.
Abschließend wurde der Deckschutt im Holozän durch Bodenbildungsprozesse überprägt. Während seine weniger mächtigen und rascher austrocknenden Randbereiche von
Verbraunungsprozessen gekennzeichnet waren, ist es in der Vertiefung infolge einer länger
andauernden und intensiveren Durchfeuchtung zusätzlich zur Tonverlagerung gekommen.
4. DER THEMENPFAD
4.1. THEMENAUSWAHL UND KONZEPTION
Nachdem in den vorangegangenen Kapiteln das wissenschaftliche Fundament gelegt wurde,
soll nun auf diesen Erkenntnissen aufbauend ein Konzept für die Erstellung eines geographischen Themenpfades erarbeitet werden, der die gewonnenen Ergebnisse in allgemein verständlicher Form einer interessierten Öffentlichkeit zugänglich machen soll. Dazu sind
zunächst einige methodische Vorüberlegungen bezüglich Inhalt und Form des Themenpfades
nötig.
Wie aus den bisherigen Ausführungen ersichtlich, ist die nähere Umgebung der Stadt
Korbach besonders bezüglich ihrer geologischen und morphologischen Ausstattung äußerst
interessant und vielgestaltig. Dementsprechend liegt auch der Schwerpunkt des Themenpfades auf dem Gebiet der Geologie und Morphologie. Da beide Faktoren jedoch einen nicht
unerheblichen Einfluß auf andere Naturfaktoren wie Vegetation und Klima sowie auch auf die
anthropogene Inwertsetzung der Landschaft besessen haben und noch bis heute besitzen, dürfen sie nicht isoliert betrachtet werden. Vielmehr soll der Pfad die vielen Prozesse, die zur
Entstehung des heutigen Landschaftsbildes beigetragen haben, darstellen – hier sind sowohl
die natürlichen (z.B. Tal- und Flächenbildung, Bruchtektonik) als auch die anthropogenen
(z.B. Bodenerosion, Einfluß der Land- und Forstwirtschaft) gemeint – sowie ökologische Zusammenhänge innerhalb des Naturhaushaltes erläutern. Daneben finden sich im Raum Korbach aber auch interessante kulturhistorische Zeugnisse wie Spuren des ehemaligen
Kupferbergbaus, mittelalterliche Wüstungen und bronzezeitliche Hügelgräber, die als besondere Attraktionen ebenfalls in den Themenpfad mitaufgenommen wurden. Ziel des Pfades ist
es somit, eine möglichst umfassende landeskundliche Vorstellung der Region zu geben, da in
164
einem schon lange und dicht besiedelten Raum ein reiner „Naturlehrpfad“ aufgrund der engen
Verknüpfungen zwischen Mensch und Natur nur unvollständig sein kann.
Dieses Ziel zu erreichen, bieten sich – abgesehen von geführten Wanderungen – prinzipiell
zwei Möglichkeiten an. Der ersten liegt eine Begleitbroschüre oder ein Begleitheft zugrunde,
das neben einem Übersichtsplan mit der Route und den jeweiligen Haltepunkten auch die
vollständigen thematischen Erläuterungen zu den einzelnen Stationen enthält, so daß im Gelände nur wenig aufwendige Nummerntafeln aufgestellt werden müssen. Im zweiten Fall
werden diese Erläuterungen auf Schautafeln direkt im Gelände gegeben, so daß nur ein kurzes
Faltblatt mit dem Verlauf der Route sowie den einzelnen Haltepunkten als Ergänzung nötig
wird. Beide Möglichkeiten bieten Vor- und Nachteile. Während erstere bei zufälligen Spaziergängern meist Unverständnis hervorruft und nur den Personen zugänglich ist, die zuvor
das Begleitheft erworben haben, bietet letztere auch für ungeplant vorbeikommende Spaziergänger die Chance, Interessantes und Wissenswertes zu erfahren. Allerdings erlaubt ein Begleitheft umfassendere Erläuterungen zu bestimmten Sachverhalten, da es erstens mehr Platz
bietet als einzelne Schautafeln und zweitens wohl nur von wirklich an der Sache interessierten Personen erworben wird, die auch bei längeren und tiefergehenden Texten nicht gleich die
Lust verlieren, während auf Schautafeln der Text möglichst kurz gehalten werden sollte, um
potentielle Besucher nicht abzuschrecken und so die „Reichweite“ des Pfades von vorneherein zu beschneiden. Nicht zuletzt dürfte auch die Instandhaltung und Pflege von kleinen
Nummerntafeln einfacher sein als die der größeren und aufwendiger gestalteten Schautafeln,
denn gerade hier ist es wichtig, Beschädigungen oder Alterungserscheinungen wie verblichene Fotos und unleserlichen Text gar nicht erst aufkommen zu lassen, da sie die Attraktivität
des Pfades doch stark herabsetzen. Am effektivsten wäre es sicherlich, beide Möglichkeiten
zu kombinieren, um so neben einem relativ groben Überblick interessierten Besuchern auch
tiefergehende Erläuterungen zu den einzelnen Stationen geben zu können.
Dieser Themenpfad ist auf der Basis von Schautafeln konzipiert, die an den einzelnen Stationen vor Ort die wesentlichen Erklärungen zum Verständnis der jeweils behandelten Themen
geben. M.E. bietet sich so trotz der beschriebenen Schwierigkeiten die beste Möglichkeit, das
direkte Naturerlebnis mit der Vermittlung von Wissen zu kombinieren und gleichzeitig eine
möglichst breite Öffentlichkeit anzusprechen. Einschränkend sei allerdings hinzugefügt, daß
es sich hierbei nicht um einen sog. „Erlebnispfad“ handelt, der durch die Aufforderung zu
eigenen Aktionen besonders für kleinere Kinder geeignet ist. Vielmehr sollen zwar leicht ver165
ständlich, aber trotzdem nicht ohne jeglichen Anspruch an die Besucher wissenschaftliche
Erkenntnisse dargelegt werden. Es handelt sich also eher um einen wissenschaftlichen Lehrpfad, der sich stärker an Erwachsene und Jugendliche (z.B. auch Schulklassen im ErdkundeUnterricht) wendet. Nicht zuletzt hebt sich der Entwurf mit diesem sicherlich etwas höheren
Anspruch und der landeskundlichen Ausrichtung auch bewußt von den üblichen „Naturlehrpfaden“ ab, die in ihrer Themenstellung und inhaltlichen Aussagekraft meist relativ eingeschränkt sind (z.B. Waldlehrpfad, Vogellehrpfad u.a.).
4.2. DIDAKTISCHE AUFBEREITUNG UND ROUTENVORSCHLÄGE
Bei der textlichen Ausarbeitung der Schautafeln wurde darauf geachtet, ein ausgewogenes
Verhältnis zwischen wissenschaftlichem Anspruch und leichter Verständlichkeit zu erreichen.
Dabei war es natürlich notwendig, Zusammenhänge in gewissem Umfang vereinfacht darzustellen und nicht auf jede mögliche Ursache oder Auswirkung bestimmter Prozesse einzugehen. Wenn sich wie im Falle der Rumpfflächengenese in der Wissenschaft verschiedene
Meinungen gegenüberstehen, wurde nur die Theorie zur Erklärung der Formen herangezogen,
die der Autor vertritt. Wissenschaftliche Fachbegriffe wurden – wenn möglich – vermieden,
oder aber sofort im Text erklärt. Die überwiegende Anzahl der Grafiken, die der bildlichen
Verdeutlichung der angesprochenen Sachverhalte dienen, wurden vom Autor selbst entworfen, die restlichen mit einer Quellenangabe versehen. Ebensolches geschah mit den Fotos.
Die ursprünglichen Überlegungen, die beiden geologisch-paläontologischen „Highlights“ der
Region, den Eisenberg mit den Spuren des historischen Goldbergbaus sowie die Fossilienfundstelle der Korbacher Spalte, in den Themenpfad zu integrieren, mußten im Laufe der Planungen revidiert werden. Im Falle der Korbacher Spalte plant das Naturkundemuseum
Karlsruhe unter der Federführung von Dr. E. Frey und W. Munk, die seit inzwischen acht
Jahren die Aufsicht über die paläontologischen Grabungen führen, eine eigenständige Präsentation zur Entstehung der Spalte und ihrem Fossilinhalt (W. MUNK mündl., 02.10.1998).
Auch am Eisenberg laufen seit 1998 unter der Regie des Goldhausener Ortsvorstehers Herrn
W. Behle Bestrebungen, einen unabhängigen Goldlehrpfad zu den sichtbaren Spuren des ehemaligen Bergbaus einzurichten (vgl. WLZ, 26.09.1998). Diese neuen Entwicklungen lassen
es wenig sinnvoll erscheinen, im Rahmen dieser Arbeit Schautafeln zu beiden Themen zu
166
erstellen. Vielmehr wird versucht, in sinnvoller Ergänzung dazu eigene Tafeln zu entwerfen,
die sich z.B. mit der Landschaft in der Umgebung des Eisenberges und ihrer Entstehung oder
dem Kalkstein im Umfeld der Korbacher Spalte und seiner Nutzung beschäftigen.
Im folgenden werden nun Routenvorschläge mit den Standorten der jeweiligen Schautafeln
ausgearbeitet (vgl. Karte 7). Die Standorte wurden so gewählt, daß die beschriebenen Sachverhalte möglichst deutlich in der Landschaft zu erkennen sind. Da der Lehrpfad kein einheitliches Thema besitzt und die einzelnen Stationen auch nicht in eine chronologische Reihenfolge (z.B. tertiäre – pleistozäne – holozäne – rezente Formen) gebracht werden konnten, bietet jede Schautafel einen in sich abgeschlossenen und verständlichen Inhalt. Nur in
Ausnahmefällen wird zur Erklärung bestimmter Sachverhalte oder Fachbegriffe auf andere
Tafeln verwiesen. Die Tafelinhalte basieren dabei auf den jeweiligen Ausführungen der Kap.
2 und 3, auf die hier nicht mehr gesondert hingewiesen wird. Vielmehr werden nur die Routenvorschläge mit den Standorten der einzelnen Schautafeln dargelegt. Die dazugehörigen
Tafelentwürfe mit Erläuterungstexten, Grafiken und Fotos befinden sich im Anhang der Arbeit. Abschließend wird in Kap. 4.3. auf eventuelle Ergänzungsmöglichkeiten durch weitere
Schautafeln hingewiesen.
Damit die Wegstrecke insgesamt sowie zwischen den einzelnen Stationen nicht zu lang wird,
wurde der Themenpfad nicht als zusammenhängender Weg geplant, sondern in zwei Abschnitte unterteilt. Der erste befindet sich im östlichen Untersuchungsteilgebiet und ist als
geschlossener Rundwanderweg von rund 3,5 km Länge mit der Wüstung Holzhausen als
Ausgangs- und Endpunkt konzipiert. Der zweite und längere Abschnitt liegt südwestlich der
Stadt Korbach. Er stellt einen Verbindungsweg zwischen Korbacher Spalte und Eisenberg dar
und verknüpft somit die angesprochenen zukünftigen Präsentationen zum Goldbergbau und
der Fossilfundstelle. Mit einer ungefähren Länge von 10 km bietet er sich für Tageswanderungen an, da der Rückweg vom Eisenberg zurück zum Ausgangspunkt Korbacher Spalte
miteingeplant werden muß. Wer diesen längeren Weg scheut, kann aber auch direkt aus dem
Marbecktal zurück zur Spalte wandern und den Eisenberg als eigenständigen Abschnitt zu
einem anderen Zeitpunkt besuchen. Diese Möglichkeit sollte bei einer eventuellen Umsetzung
des Entwurfes beachtet werden.
167
Route 1 (Rundwanderweg Streitholz):
Tafel 1 befindet sich in der Talschlußmulde der Wüstung Holzhausen. Auf ihr wird beschrieben, warum gerade hier eine mittelalterliche Siedlung angelegt und aus welchen Gründen
diese später wieder aufgegeben wurde. Daneben werden die am rückwärtigen Hang gelegenen
Ackerterrassen und die Vorgänge, die zu ihrer Entstehung geführt haben, erklärt.
Mit anthropogen hervorgerufenen Bodenerosionsprozessen beschäftigt sich Tafel 2,
ebenfalls im Gebiet der Wüstung Holzhausen gelegen. Neben rezenten Vorgängen werden
auch Gründe und Folgen der mittelalterlichen Bodenerosion dargelegt.
Dem Tal der Redwalme nach Osten folgend, gelangt man schließlich auf einen flachen
Riedel im Vorland des Westheimer Abbruchs. Hier bietet sich ein schöner Ausblick auf die
Schichtstufe des Waldeck-Porensandsteins im Hintergrund von Strothe, deren Entstehung,
heutige Form und Weiterbildung auf Tafel 3 beschrieben werden.
Anschließend führt der Weg durch das Waldgebiet des Streitholzes zurück nach Westen. Neben Erklärungen zu bronzezeitlichen Hügelgräbern (Tafel 4) wird auch der Wald
selbst und seine Wandlungen im Laufe der letzten Jahrhunderte erläutert (Tafel 5).
Route 2 (Korbacher Spalte-Eisenberg):
Tafel 6 befindet sich im Steinbruch Fisseler und behandelt die Entstehung und frühere industrielle Nutzung des hier anstehenden Kalksteins.
Dem Feldweg oberhalb der Korbacher Spalte nach Süden folgend, gelangt man zum
Schanzenberg. Tafel 7 beschäftigt sich mit den an seinem Osthang gelegenen Pingen als Hinweise auf den ehemaligen Kupferbergbau in der Korbacher Bucht, während Tafel 8 die floristischen Besonderheiten sowie Entstehung und Gefährdung des Kalk-Halbtrockenrasens an
seinem Südhang veranschaulicht. Tafel 9 befaßt sich schließlich mit der Genese des südlich
des Schanzenberges gelegenen pleistozänen Trockentales.
Der Weg führt weiter am Korbacher Flughafen vorbei zur Enser Warte. Hier lädt die
Schutzhütte zu einer ersten Erholungspause ein. Gleichzeitig bietet sich ein weiter Ausblick
über die Korbacher Hochfläche, deren tertiäre Entstehung und die dafür notwendigen Klimabedingungen anhand von Tafel 10 erläutert werden.
Folgt man dem Feldweg weiter nach Westen, so erkennt man beim Blick über das
Marbecktal hinweg die markante Bruchstufe des Eisenberger Abbruchs. Tafel 11 erklärt, wel168
che tektonischen Prozesse zu ihrer Ausbildung geführt haben und beschreibt die Vorgänge,
denen sie ihr heutiges Erscheinungsbild verdankt.
Im folgenden führt der Weg ins Marbecktal hinab. Er durchquert die Heckensysteme
der Marbeck-Hänge, deren Entstehung, kulturhistorische Bedeutung und naturschutzfachlicher Wert in unserer heutigen Kulturlandschaft anhand von Tafel 12 beschrieben werden.
Tafel 13 beschäftigt sich anschließend mit der pleistozänen Genese und holozänen Überprägung der Dellen, die an dieser Stelle gehäuft am linken Marbecktalhang auftreten.
Tafel 14 steht im Marbecktal selbst. Sie erklärt die Prozesse und Bedingungen, die zur
pleistozänen Talbildung geführt haben. Zusammen mit Tafel 16, die sich mit den Ursachen
für eine Talasymmetrie im allgemeinen sowie im speziellen Fall des Marbeck-Tales beschäftigt, gibt sie Auskunft über die Entstehung des Tales und stellt so die Unterschiede zwischen
tertiärer und quartärer Reliefformung dar.
Der weitere Weg folgt der Marbeck talaufwärts vorbei an den schon bestehenden Tafeln zur Bachrenaturierung (vgl. Foto 15). Tafel 15 erläutert im folgenden den Lebensraum
Wiese, seine Entstehung, Nutzung und Gefährdung und stellt einige typische Wiesenpflanzen
vor.30 Tafel 17 veranschaulicht anschließend die Gründe, die zum alljährlichen sommerlichen
Trockenfallen der Marbeck im Gebiet der Korbacher Hochfläche führen und gibt dadurch
einen kleinen Einblick in die Karstmorphologie.
Von hier aus führt der Wanderweg weiter zum Eisenberg. An dessen Nordosthang befindet sich in einem aufgelassenen Steinbruch der Standort von Tafel 18. Sie erläutert anhand
der aufgeschlossenen Gesteinsfalten anschaulich die tektonischen Vorgänge, die zur Auffaltung des Rheinischen Schiefergebirges und zur Entstehung des Eisenberges geführt haben.
Die letzten drei Schautafeln stehen schließlich auf dem Georg-Viktor-Aussichtsturm
auf dem Eisenberg selbst. Hier werden abschließend die klimatischen Verhältnisse in der weiteren Umgebung der Stadt Korbach erklärt (Tafel 19) und gleichsam als zusammenfassender
Abschluß des Pfades ein Überblick über die großräumigen Landschaftseinheiten Schiefergebirge und Hessische Senke, ihre Genese und morphologische Ausgestaltung gegeben (Tafeln
20 und 21).
Aus diesen Ausführungen wird ersichtlich, daß der Besucher durch die beiden Themenpfadabschnitte einen umfassenden Einblick in die Vorgänge bekommt, die die Landschaft in der
näheren und weiteren Umgebung der Stadt Korbach im allgemeinen (z.B. tektonische Vor-
30
Diese Tafel wurde in Anlehnung an „http://staff-www.uni-marburg.de/~batinic/wiese.html“ angefertigt.
169
gänge, tertiäre Flächenbildung, quartäre Talbildung) sowie spezielle Reliefelemente im besonderen (z.B. Dellen, Trockentäler) geformt haben. Er lernt Zusammenhänge zwischen einzelnen Faktoren des Naturhaushaltes kennen (z.B. Geologie + Relief + Kleinklima +
menschlicher Einfluß Æ Trockenrasen) und erfährt Wissenswertes über die Inwertsetzung der
Landschaft durch den Menschen und die dadurch geschaffenen Formen wie Forste, Wiesen,
Hecken oder auch Erosionsrinnen und Ackerterrassen. Nicht zuletzt werden auch kulturhistorische Besonderheiten wie bronzezeitliche Hügelgräber oder die frühe Korbacher Kalkindustrie erläutert. Somit erhält der Themenpfadbesucher einen umfassenden landeskundlichen
Überblick über die nähere Umgebung der Stadt Korbach, was gerade in unserer heutigen Zeit,
in der die Länder- und Landschaftskunde nicht nur in der geographischen Wissenschaft, sondern v.a. auch in der breiten Öffentlichkeit beispielsweise in Form von landeskundlichen Reiseführern eine Renaissance erlebt (vgl. WIRTH 1999:62), die touristische Attraktivität dieser
Region auf eine einfache, aber nicht zu unterschätzende Art und Weise fördern dürfte.
4.3. AUSBLICK
Die im letzten Kapitel vorgestellten Routen des Themenpfades können aufgrund ihrer – bedingt durch die Planung als Wanderwege – eingeschränkten Länge natürlich nicht alle interessanten Punkte im Untersuchungsgebiet abdecken. Zu nennen sind hier z.B. die Dolinen auf
der Goddelsheimer Hochfläche, der Quellhorizont westlich Ober-Ense oder der frühgeschichtliche Ringwall „Hühnenkeller“ bei Lengefeld, die thematisch vorzüglich in das vorgestellte Konzept passen würden. Gleiches gilt für den Vogellehrpfad am Wipperteich im
oberen Marbecktal sowie den „Goldhäuser Teich“ nordwestlich von Goldhausen, der unter
dem Motto „Naherholung – Naturerlebnis – Naturschutz“ vom Naturschutzbund Deutschland
(NABU) zukünftig interessierten Besuchern Einblicke in die heimische Flora und Fauna, aber
auch in die Naturschutzarbeit und ihre Ziele gewähren soll. Um all diese Punkte miteinzubeziehen, wäre im Fall der Route 2 (Korbacher Spalte-Eisenberg) ein anderes Konzept nötig,
um die längeren Strecken bewältigen zu können. Hier böte sich beispielsweise die Möglichkeit eines Fahrradweges an, der zunächst der in Karte 7 dargestellten Route folgt, allerdings
vom Marbecktal nicht direkt zum Eisenberg, sondern erst über Ober-Ense auf die Goddelsheimer Hochfläche und von hier aus über den Eisenberg am Goldhäuser Teich vorbei ins obere Marbecktal und weiter nach Lengefeld führt. Bei einer eventuellen Routenverlängerung
sollte jedoch darauf geachtet werden, den Besucher nicht mit Informationen zu „überfüttern“,
170
sondern durch eine gezielte Auswahl bestimmter Standorte und Schautafeln nur die Dinge
darzustellen, die für die Landschafts- bzw. die kulturelle Entwicklung des Korbacher Raumes
von besonderer Bedeutung sind.
Auch der Rundwanderweg Streitholz (Route 1) könnte bei Bedarf erweitert werden.
Im Tal der Redwalme wird durch den NABU ein Biotopvernetzungskonzept aufgebaut, das
das Feuchtwiesenbiotop „Holzhäuser Teiche“, die am Bach befindlichen Feucht- und Erlenwälder sowie das nordwestlich des Redhofes gelegene „Strother Moor“ umfaßt. Alle diese
Punkte werden vom geplanten Rundweg berührt, so daß sie nach Rücksprache und in Zusammenarbeit mit den verantwortlichen Personen im NABU problemlos in den Themenpfad
eingebunden werden könnten.
Somit bleibt mir abschließend nur noch die Hoffnung zu äußern, mit dem vorgestellten Konzept das Interesse der Stadt Korbach an einem geographischen Themenpfad geweckt zu haben, und daß dieser – in welcher Form er zukünftig auch immer umgesetzt werden mag – ausreichend Besucher findet, denen er die Schönheiten und Besonderheiten meiner Heimat
nahebringen kann.
171
5. QUELLENVERZEICHNIS
5.1. VERWENDETE LITERATUR
AG BODEN (1982): Bodenkundliche Kartieranleitung. 3. Aufl., Hannover.
AG BODEN (1994): Bodenkundliche Kartieranleitung. 4. Aufl., Hannover.
AICHELE, D. & SCHWEGLER, H.-W. (1991): Kosmos Naturführer „Unsere Gräser“. 10.
Aufl., Stuttgart.
BARSCH, H. et al (1984): Labormethoden in der physischen Geographie. Gotha.
BECKER, W., FREDE, A. & LEHMANN, W. (1996): Pflanzenwelt zwischen Eder und Diemel - Flora des Landkreises Waldeck-Frankenberg mit Verbreitungsatlas. Naturschutz
in Waldeck-Frankenberg, Band 5, Korbach.
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BIBUS, E. (1985): Zur Relief- und Bodenentwicklung in der Umgebung von Tübingen. In: Z.
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Karbonatgestein – am Beispiel des südlichen Oberrheingrabens. Freiburger bodenkundliche Abhandlungen, Heft 1, Freiburg.
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Bd. 29. 2. Aufl., Darmstadt.
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der Tropen. Düsseldorfer Geographische Schriften, Heft 28, Düsseldorf.
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Geomorphologie, N.F., 14. Berlin, Stuttgart, S. 354-360.
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BÜDEL, J. (1944): Die morphologischen Wirkungen des Eiszeitklimas im gletscherfreien
Gebiet. In: Geol. Rdsch., 34. Stuttgart, S. 482-519.
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Rahmen der Agrarstrukturellen Vorplanung. Wiesbaden.
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Ges. Freiburg i. Br., 60. Freiburg, S. 103-137.
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Wien, Zürich.
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Marcinek, J. (Hrsg.)(1995): Physische Geographie Deutschlands. 2. Auflage, Gotha, S.
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SIPPEL, K. (1993): Hügelgräber, Bergwerksrelikte und die Wüstung Holnstein im östlichen
Knüllvorland. Begleitheft zum Archäologischen Wanderweg am Eisenberg in der Gemeinde Neuenstein, Kreis Hersfeld-Rotenburg. Archäologische Denkmäler in Hessen,
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SLOTTA, R. (1975): Technische Denkmäler der Bundesrepublik Deutschland. Bochum.
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Z., 70. Stuttgart, S. 213-223.
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UHLIG, H. (Hrsg.)(1967): Flur und Flurformen. Materialien zur Terminologie der Agrarlandschaft, Bd. 1. Gießen.
VETVICKA, V. (1980): Pflanzen in Wald und Flur. Prag, Hanau/Main.
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Landschaftsökologie. Bonner Geographische Abhandlungen, 85. Bonn, S. 130-148.
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Randgebieten. Z. Geomorph. N.F., Suppl. Bd. 96, Berlin, Stuttgart.
WALTER, R. (1995): Geologie von Mitteleuropa. 6. Auflage, Stuttgart.
WEISE, O. R. (1983): Das Periglazial. Geomorphologie und Klima in gletscherfreien, kalten
Regionen. Berlin, Stuttgart.
WILHELM BING VERLAG, KORBACH (Hrsg.)(1982): Land an Eder und Diemel. Der
Landkreis Waldeck-Frankenberg. Korbach.
WILHELMY, H. (1990): Geomorphologie in Stichworten. Band 2: Exogene Morphodynamik. 5. Auflage, Unterägeri.
WILHELMY, H. (1994): Geomorphologie in Stichworten. Band 1: Endogene Kräfte, Vorgänge und Formen. 5. Auflage, Zug.
WIRTH, E. (1999): Handlungstheorie als Königsweg einer modernen Regionalen Geographie? Was 30 Jahre Diskussion um die Länderkunde gebracht haben. In: Geogr. Rundschau, H. 1/1999. Braunschweig, S. 57-64.
WIRTHMANN, A. (1987): Geomorphologie der Tropen. Erträge der Forschung, Bd. 248.
Darmstadt.
Weiterhin verschiedene Ausgaben der Waldeckischen Landeszeitung, im Text als WLZ zitiert
und mit dem jeweiligen Datum der Ausgabe versehen.
180
5.2. KARTEN
Folgende Karten wurden als Informationsquelle und Grundlage benutzt:
GEOLOGISCHES LANDESAMT NORDRHEIN-WESTFALEN (Hrsg.)(1988): Geologische
Karte von Nordrhein-Westfalen 1:100000. Blatt C 4718 Korbach. Krefeld.
HESSISCHES LANDESVERMESSUNGSAMT (Hrsg.)(1996): Topographische Karte von
Hessen 1:25000, Blatt 4719 Korbach. Wiesbaden.
HESSISCHES LANDESVERMESSUNGSAMT (Hrsg.)(1992): Topographische Karte von
Hessen 1:25000, Blatt 4718 Goddelsheim. Wiesbaden.
HESSISCHES LANDESAMT FÜR BODENFORSCHUNG (Hrsg.)(1989): Geologische Übersichtskarte von Hessen 1:300000. Wiesbaden.
HESSISCHES LANDESAMT FÜR BODENFORSCHUNG (Hrsg.)(1997a): Bodenkarte von
Hessen 1:50000. Blatt L 4718 Korbach. Wiesbaden.
HESSISCHES LANDESAMT FÜR BODENFORSCHUNG (Hrsg.)(1997b): Geologische
Karte von Hessen 1:25000. Blatt 4718 Goddelsheim. Wiesbaden.
HESSISCHES LANDESAMT FÜR BODENFORSCHUNG (Hrsg.)(1997c): Geologische
Karte von Hessen 1:25000. Blatt 4719 Korbach. Wiesbaden.
HÖLTING, B. (1981): Geologische Übersichtskarte des Landkreises Waldeck-Frankenberg
1:300000. Wiesbaden.
KÖNIGLICH PREUSSISCHE LANDESAUFNAHME 1898: Blatt 2730 Goddelsheim.
Herausgegeben 1900, berichtigt 1907, Maßstab 1:25000. Hannover.
KÖNIGLICH PREUSSISCHE LANDESAUFNAHME 1906: Blatt 2731 Korbach. Herausgegeben 1908, Maßstab 1:25000. Hannover.
KRAUSSE, H.-F. (1971): Geologische Karte Kreis Waldeck 1:100000. Arolsen.
MANSARD, G. (1836): Topographische Karte des Fürstenthums Waldeck 1:165000. Arolsen.
MOERS, J. (1575): Karte von Waldeck.
NICOLAI, J. (1755): Plan des Corbachischen Iagd=Districts. Nach dessen 44 Grentzsteinen,
Winckeln und Distancen, zusamt Den angrentzenden Oerten. Maßstab ca. 1:15000
181
5.3. MÜNDLICHE INFORMANTEN
FREDE, A. (Untere Naturschutzbehörde, Landkreis Waldeck-Frankenberg)
MUNK, W. (Staatliches Museum für Naturkunde, Karlsruhe)
VÖLCKER-JANSSEN, Dr. W. (Leiter des Museums Korbach)
5.4. INTERNETQUELLEN
http://staff-www.uni-marburg.de/~batinic/welcome.html (und Folgeseiten, 19.11.1998)
182
6. ANHANG
183
FOTOS
184
Foto 1:
Verfaltete Gesteinsschichten in einem aufgelassenen Steinbruch am Nordosthang des Eisenberges (Mai 1998).
Foto 2:
Blick vom Eisenberg nach Westen auf
das Relief des Schiefergebirges mit
Talungen, Höhenzügen und Hochflächenresten. Im Bildmittelgrund und
sich nach links hinten fortsetzend die
Ausraumzone des ehemaligen AarUnterlaufes (Mai 1998).
Foto 3:
Blick von der Enser Warte nach
Nordosten auf das tertiäre Flachrelief
der Korbacher Hochfläche mit dem
Korbacher Flughafen (März 1998).
185
Foto 4:
Das asymmetrische Marbeck-Tal
zwischen Enser Warte und Leitlar
mit steilem Nordost- und flachem
Südwesthang (August 1998).
Foto 5:
Blick über das Trockental südlich des Schanzenberges nach Nordwesten auf den mit vereinzelten
Bäumen und Wachholderbüschen durchsetzten
Kalkmagerrasen am Südhang des Schanzenberges
(Juli 1998).
Foto 6:
Delle am Nordhang des GrandBerges (August 1998).
186
Foto 7:
Gestreckte
bis
konvexe
Talun-
terhänge im Tiefen Tal südöstlich
von Goldhausen als Beleg für die
junge Einschneidung (April 1998).
Foto 8:
Stollenmundloch
des
Unteren-
Tiefen-Tal-Stollens am Südhang
des Eisenberges (April 1998).
Foto 9:
Pingen des ehemaligen Kupferschieferbergbaus am Osthang des
Schanzenberges (Januar 1998).
187
Foto 10:
Terrassierter Hang im Gebiet
der Wüstung Holzhausen (Februar 1998).
Foto 11:
Mittelalterliche Erosionsrinnen auf
einer Wüstungsflur im Strother Wald
am Südhang der Korbacher Marke
(April 1998).
Foto 12:
Rezente Bodenerosion im Gebiet der Wüstung
Holzhausen (Mai 1998).
188
Foto 13:
Blick über die Goldwaschhalden im
Gebiet der Silberkuhle (südwestlich
von Lelbach) nach Osten auf die
Stadt Korbach (April 1998).
Foto 14:
Quartäre Füllung der Korbacher
Spalte, geschichtet und mit Kieslagen (September 1998).
Foto 15:
Informationstafeln zur Bachrenaturierung im unteren Marbecktal (Januar 1998).
189
VEGETATIONSAUFNAHMEN
Die Bestimmung der Pflanzen erfolgte mittels SCHMEIL/FITSCHEN (1993) und
ROTHMALER (1994), die Benennung der Arten und ihrer ökologischen Standortansprüche
nach BECKER/FREDE/LEHMANN (1996).
190
Aufnahme 1
Datum: 25.05.98
Standort: Mähwiese, R 348920/H 567725, Neigung 1°, Exposition O
Geologischer Untergrund: mit Lößlehm vermischter periglazialer Solifluktionsschutt, Auenlehm
Artenliste:
Poa trivialis L.
Alopecurus pratensis L.
Bromus hordeaceus L.
Dactylis glomerata L.
Trisetum flavescens (L.) P.B.
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
nährstoffreiche Sand- u. Lehmböden
frische Fettwiesen, Stickstoffzeiger
frische-mäßig trockene, basen-/nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
Anthriscus sylvestris (L.) HOFFM.
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
Capsella bursa-pastoris (L.) MED.
nährstoffreiche Lehmböden, Kulturbegleiter
Cardamine pratensis L.
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
Cerastium fontanum ssp. vulgare (HARTMAN) GREUT. & BURDET
frische, nährstoffreiche Lehm-/Tonböden, Fettwiesen
Erophila verna (L.) BESS. s.l.
Galium album MILL.
Ranunculus auricomus L.
Rumex acetosa L.
Stellaria media (L.) VILL.
Taraxacum officinale agg.
Veronica arvensis L.
stickstoffärmere Standorte anzeigend
frische, nährstoff-/basenreiche Standorte, Glatthaferwiesen
frische-feuchte, nährstoffreiche Lehmböden
nährstoff-/basenreiche Lehmböden, Stickstoffzeiger, Fettwiesen
frische, nährstoffreiche Böden, Stickstoffzeiger, Kulturbegleiter
frische, nährstoffreiche u. tiefgründige Böden, Fettwiesen
frische Lehm- u. Steinböden
191
Aufnahme 2
Datum: 25.05.98
Standort: Marbeckhänge, Weide, R 349085/H 867905, Neigung 7°, Exposition SSO
Geologischer Untergrund: Tonstein mit eingelagertem Kalkschluff- u. Feinsandstein
Artenliste:
Alopecurus pratensis L.
Bromus hordeaceus L.
Dactylis glomerata L.
Lolium perenne L.
Poa trivialis L.
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
nährstoffreiche Sand- u. Lehmböden
frische Fettwiesen, Stickstoffzeiger
frische, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden, Fettwiesen
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
Anthriscus sylvestris (L.) HOFFM.
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
Bellis perennis L.
frische, nährstoffreiche, z.T. verdichtete Lehm-/Tonböden, Fettwiesen. Nährstoffzeiger
Cerastium fontanum ssp. vulgare (HARTMAN) GREUT. & BURDET
frische, nährstoffreiche Lehm-/Tonböden, Fettwiesen
Lotus corniculatus L.
Ranunculus bulbosus L.
Taraxacum officinale agg.
Trifolium pratense L.
Veronica arvensis L.
warme, nährstoff-/basenreiche, lockere Lehmböden, auch Magerrasen
mäßig trockene und mäßig nährstoffreiche Böden, Lehmzeiger, wärmeliebend
frische, nährstoffreiche u. tiefgründige Böden, Fettwiesen
frische, basenreiche, tiefgründige Ton-/Lehmböden, Fettwiesen, Nährstoffzeiger
frische Lehm- u. Steinböden
192
Aufnahme 3
Datum: 25.05.98
Standort: Weide, Marbeckaue, R 349050/H567910, ebene Lage
Geologischer Untergrund: Auenlehm
Artenliste:
Alopecurus pratensis L.
Dactylis glomerata L.
Holcus lanatus L.
Poa trivialis L.
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
frische Fettwiesen, Stickstoffzeiger
grundfeuchte, mäßig nährstoffreiche Lehmböden
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
frische-feuchte, nährstoffreiche
Cardamine pratensis L.
Cerastium fontanum ssp. vulgare (HARTMAN) GREUT. & BURDET
Ton- u. Lehmböden
frische, nährstoffreiche Lehm-/Tonböden, Fettwiesen
Ranunculus acris L.
Ranunculus ficaria L.
Ranunculus repens L.
Rumex acetosa L.
Taraxacum officinale agg.
Trifolium pratense L.
Urtica dioica L.
Veronica arvensis L.
frische-feuchte, nährstoffreiche Lehmböden, Fettwiesen
feuchte, basenreiche Lehm-/Tonböden, Lehm- u. Nährstoffzeiger
frische-feuchte, lehmig tonige Standorte, Fettwiesen. Bodenverdichtungszeiger
nährstoff-/basenreiche Lehmböden, Stickstoffzeiger, Fettwiesen
frische, nährstoffreiche u. tiefgründige Böden, Fettwiesen
frische, basenreiche, tiefgründige Ton-/Lehmböden, Fettwiesen. Nährstoffzeiger
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Stickstoffzeiger
frische Lehm- u. Steinböden
193
Aufnahme 4
Datum: 25.05.98 (Ergänzungserhebung 18.07.98)
Standort: lückiger Kalk-Halbtrockenrasen Marbeckhänge, R 349050/H 567935, Neigung 12°, Exposition SW
Geologischer Untergrund: Plattenkalke des Ca3
Artenliste (ohne Gräser):
Anthyllis vulneraria L.
Campanula rotundifolia L.
Carlina vulgaris L.
Cirsium acaule SCOP.
Convolvulus arvensis L.
Euphrasia stricta LEHM.
Galium album MILL.
Galium verum L. s.l.
Hieracium pilosella L.
Knautia arvensis (L.) COULT.
Lotus corniculatus L.
Medicago lupulina L.
Polygala vulgaris L.
Potentilla neumanniana RCHB.
Ranunculus bulbosus L.
Rosaceen-Sträucher
Sanguisorba minor SCOP.
Scabiosa columbaria L.
Senecio jacobea L.
Silene nutans L.
Thymus x braunii BORBAS
Sonnige Magerrasen und Hangweiden, Rohbodenpionier
mäßig trockene-mäßig frische, oft steinige Böden, Magerkeitszeiger
sommerwarme, basenreiche flachgründig-steinige Ton-/Lehmböden
Mäßig trockene, steinige Böden, Lehm- u. Weidezeiger, typ. für
(ehemals) Beweidete Kalkhalbtrockenrasen
nährstoff- u. basenreiche Lehmböden, Wärmezeiger, Kriechwurzelpionier
überwiegend in lückigen Halbtrockenrasen
frische, nährstoff-/basenreiche Standorte, Glatthaferwiesen
stickstoffarme, basenreiche, mäßig trockene-wechselfeuchte
Lehm-/Lößböden, Magerkeitszeiger
mäßig trockene, sandig-grusige Lehmböden, Pionierpflanze u. Magerkeitszeiger
Magere Fettwiesen und Halbtrockenrasen, frische-mäßig trockene,
lockere Lehmböden, Lehmzeiger, etwas wärmeliebend
warme, nährstoff-/basenreiche, lockere Lehmböden, auch Magerrasen
sommerwarme, mäßig trockene, basenreiche Lehmböden
mäßig trockene-frische, nährstoff-/basenarme, saure Böden, auch auf Kalk,
Magerkeitszeiger
Trockene, m.o.w. basenreiche Lehm- u. Steingrusböden, wärmeliebend
mäßig trockene und mäßig nährstoffreiche Böden, Lehmzeiger, wärmeliebend
stickstoffarme, basenreiche, oft kalkhaltige, locker-steinige Lehmböden
stickstoffarme, meist kalkhaltige, relativ trockene
Lehm- u. Schieferböden, Lichtpflanze
nährstoff- u. basenreiche, mäßig frische Lehmböden, in sonnigen Lagen
mäßig trocken und nährstoffreiche, aber basenreiche, meist flachgründige Stein- u. sandig-steinige Lehmböden
mergelig-sandige bis grusige, auch flachgründig-steinige, karbonatreiche Böden
194
Aufnahme 5
Datum: 30.05.98
Standort: Mähwiese, R 349325/H 568200, ebene Lage
Geologischer Untergrund: Korbach-Sandstein (= plattiger Sandstein der Calvörde-Folge mit dünnen
Tonsteinlagen) mit Lößlehmauflage
Artenliste:
Alopecurus pratensis L.
Anthoxanthum odoratum L.
Bromus hordeaceus L.
Dactylis glomerata L.
Holcus lanatus L.
Lolium perenne L.
Phleum pratense L.
Poa trivialis L.
Trisetum flavescens (L.) P.B.
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
mäßig nährstoffreiche, kalkarme, wechselfrische Böden. Magerkeitszeiger
nährstoffreiche
frische
Sand-
Fettwiesen,
u.
Lehmböden
Stickstoffzeiger
grundfeuchte, mäßig nährstoffreiche Lehmböden
frische, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden, Fettwiesen
frische, nährstoffreiche Lehm- u. Tonböden, Fettwiesen
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
frische-mäßig trockene, basen-/nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
Anthriscus sylvestris (L.) HOFFM.
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
Cerastium spec. (C. fontanum oder C. glomeratum?)
frische, nährstoffreiche Böden, Stickstoffzeiger, Kulturbegleiter
Stellaria media (L.) VILL.
Taraxacum officinale agg.
frische, nährstoffreiche u. tiefgründige Böden, Fettwiesen
195
Aufnahme 6
Datum:30.05.98
Standort: Mähwiese, Wüstung Holzhausen, R 349365/H 568235, Neigung 5°, Exposition SSO
Geologischer Untergrund: Grenzsand-Konglomerate des Z4-8
Artenliste:
Alopecurus pratensis L.
Bromus hordeaceus L.
Dactylis glomerata L.
Lolium perenne L.
Poa trivialis L.
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
nährstoffreiche Sand- u. Lehmböden
frische Fettwiesen, Stickstoffzeiger
frische, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden, Fettwiesen
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
Anthriscus sylvestris (L.) HOFFM.
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmbönährstoffreiche Lehmböden, Kulturbegleiter
den Capsella bursa-pastoris (L.) MED.
Cerastium spec. (C. fontanum oder C. glomeratum?)
frische-feuchte, nährstoffreiche Lehmböden
Ranunculus auricomus L.
Ranunculus repens L.
frische-feuchte, lehmig tonige Standorte, Fettwiesen, Bodenverdichtungszeiger
Stellaria media (L.) VILL.
Frische, nährstoffreiche Böden, Stickstoffzeiger, Kulturbegleiter
frische, nährstoffreiche u. tiefgründige Böden, Fettwiesen
Taraxacum officinale agg.
Trifolium pratense L.
frische, basenreiche, tiefgründige Ton-/Lehmböden, Fettwiesen, Nährstoffzeiger
Veronica arvensis L.
frische Lehm- u. Steinböden
196
Aufnahme 7
Datum: 31.05.98
Standort: Mähwiese am Klusenberg, R348785/H568055, Neigung 6°. Exposition NNW
Geologischer Untergrund: Grauwacken-Tonschiefer-Wechselfolge des Karbon
Artenliste:
Alopecurus pratensis L.
Bromus hordeaceus L.
Dactylis glomerata L.
Lolium perenne L.
Poa trivialis L.
Trisetum flavescens (L.) P.B.
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
nährstoffreiche Sand- u. Lehmböden
frische Fettwiesen, Stickstoffzeiger
frische, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden, Fettwiesen
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
frische-mäßig trockene, basen-/nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
Achillea millefolium L.
Fettwiesen-Magerrasen, vornehmlich auf frischen Böden
Anthriscus sylvestris (L.) HOFFM.
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
Bellis perennis L.
frische, nährstoffreiche, z.T. verdichtete Lehm-/Tonböden, Fettwiesen. Nährstoffzeiger
Cerastium fontanum ssp. vulgare (HARTMAN) GREUT. & BURDET
frische, nährstoffreiche Lehm-/Tonböden, Fettwiesen
Plantago lanceolata L.
Taraxacum officinale agg.
Trifolium repens L.
Veronica arvensis L.
Veronica chamaedrys L.
nährstoffreiche, tiefgründige, sandige oder reine Lehmböden
frische, nährstoffreiche u. tiefgründige Böden, Fettwiesen
frische, nährstoffreiche, oft verdichtete Ton-/Lehmböden, Stickstoffzeiger
frische Lehm- u. Steinböden
frische, m.o.w. nährstoff-/basenreiche Lehmböden
197
Aufnahme 8
Datum: 31.05.98
Standort: Mähwiese, 100 m westlich von Aufnahme 7 in einer Lößlehmdelle
Geologischer Untergrund: Fließerdematerial und Lößlehm
Artenliste:
Alopecurus pratensis L.
Bromus hordeaceus L.
Dactylis glomerata L.
Lolium perenne L.
Poa trivialis L.
Trisetum flavescens (L.) P.B.
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
nährstoffreiche Sand- u. Lehmböden
frische Fettwiesen, Stickstoffzeiger
frische, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden, Fettwiesen
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
frische-mäßig trockene, basen-/nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
Anthriscus sylvestris (L.) HOFFM.
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
Bellis perennis L.
frische, nährstoffreiche, z.T. verdichtete Lehm-/Tonböden, Fettwiesen. Nährstoffzeiger
Cerastium fontanum ssp. vulgare (HARTMAN) GREUT. & BURDET
frische, nährstoffreiche Lehm-/Tonböden, Fettwiesen
Galium album MILL.
Plantago lanceolata L.
Ranunculus repens L.
Rumex acetosa L.
Taraxacum officinale agg.
Trifolium repens L.
Veronica arvensis L.
nährstoff-/basenreiche, frische Standorte
nährstoffreiche, tiefgründige, sandige oder reine Lehmböden
frische-feuchte, lehmig tonige Standorte, Fettwiesen. Bodenverdichtungszeiger
nährstoff-/basenreiche Lehmböden, Stickstoffzeiger, Fettwiesen
frische, nährstoffreiche u. tiefgründige Böden, Fettwiesen
frische, nährstoffreiche, oft verdichtete Ton-/Lehmböden, Stickstoffzeiger
frische Lehm- u. Steinböden
198
Aufnahme 9
Datum: 01.06.98
Standort: z.T. vernässte Wiese in Aue des Marbeck-Oberlaufs, R 348705/H 568110, ebene Lage
Geologischer Untergrund: quartäre Fluß- u. Solifluktionssedimente
Artenliste:
Alopecurus pratensis L.
Anthoxanthum odoratum L.
Holcus lanatus L.
Poa trivialis L.
Carex disticha HUDS.
Juncus conglomeratus L.
Ajuga reptans L.
Anthriscus sylvestris (L.) HOFFM.
Cardamine pratensis L.
Cirsium oleraceum (L.) SCOP.
Cirsium palustre (L.) SCOP.
Equisetum fluviatile L.
Filipendula ulmaria (L.) MAXIM
Galium aparine L.
Lotus uliginosus SCHKUHR.
Lychnis flos-cuculi L.
Polygonum bistorta L.
Ranunculus acris L.
Ranunculus repens L.
Rumex acetosa L.
Urtica dioica L.
Veronica chamaedrys L.
nährstoffreiche, frische-feuchte Lehm- u. Tonböden
mäßig nährstoffreiche, kalkarme, wechselfrische Böden. Magerkeitszeiger
grundfeuchte, mäßig nährstoffreiche Lehmböden
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Fettwiesen
staunasse o. überflutete, nährstoffreiche Feucht- u. Naßwiesen
stau-/wechselfeuchte, mäßig nährstoff-/basenreiche, schwach saure Lehmböden
frische, oft etwas verdichtete nährstoffreiche Böden
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
frische-feuchte, nährstoffreiche Ton- u. Lehmböden
sicker- bzw. staunasse, nährstoffreiche Tonböden
nasse-wechselfeuchte, mäßig nährstoffreiche Lehm-/
Tonböden, Vernässungszeiger
Ufer- u. Verlandungszonen, Sumpfwiesen, Quellsümpfe
nährstoffreiche, sicker-/grundfeuchte bis nasse Gleyböden
frische, nährstoffreiche Lehmböden, auch auf sandigsteinigen Stellen, u.a. an Ufern/in Auen, Stickstoffzeiger
feuchte-nasse, nährstoffreiche Sumpfhumusböden, Stickstoffzeiger
wechselfeuchte-nasse, nährstoffreiche-mäßig saure
Lehm-/Tonböden (Gley u. Pseudogley)
sickernasse, grundfeuchte, nährstoffreiche Lehm-/Tonböden
frische-feuchte, nährstoffreiche Lehmböden, Fettwiesen
frische-feuchte, lehmig tonige Standorte, Fettwiesen. Bodenverdichtungszeiger
nährstoff-/basenreiche Lehmböden, Stickstoffzeiger, Fettwiesen
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Stickstoffzeiger
frische, m.o.w. nährstoff-/basenreiche Lehmböden
199
Aufnahme 10
Datum: 05.06.98 (Ergänzungserhebung am 18.07.98)
Standort: NSG Schanzenberg, R 349190/H 568020 Exposition Süd, Neigung ca. 15-18°
Geologischer Untergrund: dolomitisierter Kalkstein des Z1
Artenliste:
Brachypodium pinnatum (L.) P.B.
XX
mäßig frische-trockene, meist kalkreiche (Löß-)Lehmböden,
Magerkeitszeiger, kontinental-submediterrane Art
Briza media L. X
mäßig trockene-wechselfeuchte, basenreiche Ton-/Lehmböden, Magerkeitszeiger
Helicotrichon pratense (L.) BESS.
mäßig trockene, basenreiche Lehmböden, v.a. auf Kalk
Koeleria pyramidata (LAM.) P.B. XX
mäßig trockene, magere Kalkböden
Acinos arvensis (LAM) DANDY
Agrimonia eupatoria L.
Ajuga genevensis L. X
Anthyllis vulneraria L.
Asperula cynanchica L. X
Campanula rotundifolia L.
Carlina vulgaris L.
Cerastium fontanum BAUMG.
Cirsium acaule SCOP. XX
Euphrasia stricta LEHM.
Galium pumilum MURRAY
Galium verum L. s.l.
sommertrockene,
basenreiche
Steingrusböden
v. a. auf frischen-mäßig trockenen Kalk- u. Lehmböden
mäßig trockene, lockere Lehmböden
sonnige Magerrasen und Hangweiden, Rohbodenpionier
sonnig-trockene, meist lückige u. steinige Kalkmagerrasen oder Kalkfelsfluren
Wärmezeiger, submediterrane Reliktpflanze
mäßig trockene-mäßig frische, oft steinige Böden, Magerkeitszeiger
sommerwarme,
basenreiche,
flachgründig-steinige
Ton-/Lehmböden
Frische, nährstoffreiche Lehm- u. Tonböden
Mäßig trockene, meist steinige Böden, Lehm- u. Weidezeiger
überwiegend in lückigen Halbtrockenrasen
wechselfrische, basenreiche, mäßig saure Lehmböden, nässe- u. düngerfeindlich
stickstoffarme, basenreiche, mäßig trockene-wechselfeuchte
Lehm-/Lößböden, Magerkeitszeiger
Genista tinctoria L.
mäßig trocken-frische, wechselfeuchte Lehmböden, Magerkeitszeiger
Helianthemum ovatum (VIV.) DUNAL
trockene, sommerwarme, basenreiche Lehmböden
Hippocrepis comosa L. X
trocken-warme, basenreiche Kalk-, Lehm- u. Lößböden, submediterrane Art
Hypochaeris maculata L.
wechseltrocken-frische, lehmig-tonige Kalkböden,
kontinental-submediterrane (eurasische) Art
Juniperus communis L. X
Leucanthemum ircutianum DC.
Linum catharticum L. X
Medicago lupulina L.
Myosotis arvensis HILL.
Orchis tridentata SCOP. XX
Pimpinella saxifraga L.
Plantago media L.
Polygala comosa SCHKUHR.
Polygala vulgaris L.
Prunella grandiflora (L.) SCHOLL.
Ranunculus bulbosus L.
Sanguisorba minor SCOP.
trockene-frische, oft steinige Lehmböden, sonnige Magerweiden, Weidezeiger
trockene-mäßig feuchte (Mager-)Wiesen u. Weiden
feuchte-wechselfrische,
kalk-/basenreiche
Lehm-/Mergelböden
sommerwarme, mäßig trockene, basenreiche Lehmböden
Frische, nährstoff- u. basenreiche Lehmböden, Lichtpflanze
sonnig-trockene Magerstandorte auf Kalk, submediterrane Art
sommerwarme, mäßig trockene, basenreiche Böden, Magerkeitszeiger
mäßig frische, basenreiche Lehmböden, häufig über Kalk
sommerwarme, mäßig trockene u. nährstoffreiche, meist
kalkhaltige Böden, kontinental-submediterrane Art
mäßig trockene-frische, nährstoff- u. basenarme, saure Böden, Magerkeitszeiger
mäßig trockene, sommerwarme, basenreiche Ton- u. Lehmböden,
gemäßigt kontinental-submediterrane Art
mäßig trockene u. basenreiche, aber nur mäßig nährstoffreiche Böden, Lehmzeiger
stickstoffarme, basenreiche, locker-steinige, oft kalkhaltige Lehmböden,
wärmeliebender Magerkeitszeiger
Scabiosa columbaria L.
stickstoffarme, meist kalkhaltige, relativ trockene Lehm- u. Schieferböden,
Lichtpflanze, Löß- u. Lehmzeiger
Silene nutans L.
Stachys recta L.
mäßig nährstoff-, aber basenreiche, meist flachgründige Stein-/Lehmböden
(mäßig) trockene, basen- u. kalkreiche Böden warmer, geschützter Hanglagen,
licht- u. wärmeliebend, submediterran-gemäßigt kontinentale Art
200
Thymus x braunii BORBAS
Thymus pulegioides L.
Trifolium montanum L. X
mergelig-sandige bis grusige, auch flachgründig-steinige, karbonatreiche Böden
trockene u. sonnige Stellen auf allen Gesteinsarten
wechseltrockene-frische, basenreiche Kalkböden, kontinental-submediterrane Art
XX: Leit- u. Charakterarten der Kalk-Halbtrockenrasen (Enzian-Schillergras - oder Fiederzwenken-Rasen)
X: im Landkreis typische Arten für Kalk-Halbtrockenrasen
201
Aufnahme 11
Datum: 06.06.98
Standort: Pingen am Osthang des NSG Schanzenberg, R 349205/H 568030
Geologischer Untergrund: Abraumhalden des ehemaligen Kupferschieferbergbaus im Z1
Artenliste:
Brachypodium pinnatum (L.) P.B.
XX
mäßig frische-trockene, meist kalkreiche (Löß-)Lehmböden,
Magerkeitszeiger, kontinental-submediterrane Art
Festuca guestfalica RCHB. XX
wärmebegünstigtes Magergrünland u. Felsfluren, (wechsel-)
trockene Bedingungen auf Kalk- u. Silikatgestein
Koeleria pyramidata (LAM.) P.B. XX
Phleum phleoides (L.) KARSTEN X
Carlina vulgaris L.
Echium vulgare L.
Euphrasia stricta LEHM.
Fragaria vesca L.
Galium verum L. s.l.
Genista tinctoria L.
Hippocrepis comosa L. X
Leontodon spec.
Leucanthemum ircutianum DC.
Linum catharticum L. X
Medicago lupulina L.
Polygala vulgaris L.
ger Potentilla neumanniana RCHB.
Rosaceen-Zwergsträucher
Rubus caesius L.
Rumex acetosa L.
Sanguisorba minor SCOP.
mäßig trockene, magere Kalkböden
sonnig-warme Standorte mit sandig-steinigen Böden,
eurasisch kontinental-submediterrane Art
sommerwarme, basenreiche, flachgründig-steinige Ton-/Lehmböden
trockene, sommerwarme, nährstoff-/basenreiche, steinige Böden
überwiegend in lückigen Halbtrockenrasen
frische, nicht zu basenarme Böden, Stickstoffzeiger
stickstoffarme, basenreiche, mäßig trockene-wechselfeuchte
Lehm-/Lößböden, Magerkeitszeiger
mäßig trocken-frische, wechselfeuchte Lehmböden, Magerkeitszeiger
trocken-warme, basenreiche Kalk-, Lehm- u. Lößböden, submediterrane Art
trockene-mäßig feuchte (Mager-)Wiesen u. Weiden
feuchte-wechselfrische,
kalk-/basenreiche
Lehm-/Mergelböden
sommerwarme, mäßig trockene, basenreiche Lehmböden
mäßig trockene-frische, nährstoff- u. basenarme, saure Böden, Magerkeitszeitrockene, m.o.w. basenreiche Lehm- u. Steingrusböden, wärmeliebend
nährstoff-/basenreiche, frisch-sickerfeuchte Ton-/Lehmböden
nährstoff-/basenreiche Lehmböden, Stickstoffzeiger, Fettwiesen
stickstoffarme, basenreiche, locker-steinige, oft kalkhaltige Lehmböden,
wärmeliebender Magerkeitszeiger
Silene nutans L.
mäßig nährstoff-, aber basenreiche, meist flachgründige Stein-/Lehmböden
Silene vulgaris (MOENCH) GARKE
nährstoff- u. basenreiche, mäßig frische Rohböden, schwermetallresistente Pionierpflanze
(= S. cucubalus WIB.)
Thymus pulegioides L.
trockene u. sonnige Stellen auf allen Gesteinsarten
Thymus x braunii BORBAS
mergelig-sandige bis grusige, auch flachgründig-steinige, karbonatreiche Böden
Tussilago farfara L.
basenreiche, sicker-grundfrische, bindige Rohböden
dazu im Inneren der Pingenhohlform (feuchter):
Fragaria vesca L.
Galium aparine L.
Geranium robertianum L.
Sambucus nigra L.
Urtica dioica L.
frische, nicht zu basenarme, etwas humose Böden, Stickstoffzeiger
frische, nährstoffreiche Lehmböden, auch auf sandigsteinigen Stellen, u.a. an Ufern/in Auen, Stickstoffzeiger
frische, nährstoffreiche, lockere, humose Lehmböden, Nährstoffzeiger
frische, nährstoffreiche, humose Ton-/Lehmböden, Pioniergehölz, Stickstoffzeiger
feuchte, nährstoffreiche Ton-/Lehmböden, Stickstoffzeiger
X/XX: vgl. oben (Aufnahme 10)
202
LABORERGEBNISSE PROFIL KORBACHER SPALTE
203
Ergebnisse der bodenkundlichen Untersuchungen
19,61
20,20
8,59
5,53
2,93
63,16
44,78
0,00
0,00
0,00
5,55
1,52
1,60
1,01
2,18
3,63
2,29
1,94
1,01
0,71
1,56
5,93
4,54 7,65
4,64 5,72
2,26 0,00
2,41 0,00
4,16 0,65
2,65 38,43
2,21 14,06
1,57 1,23
0,99 0,40
2,41 1,14
4,10 1,37
ph (KCl)
7,5YR3/3
7,5YR3/3
10YR4/4
7,5YR4/6
7,5YR3/2,5
7,5YR3/2,5
7,5YR3/2,5
5YR3/3
5YR4/6
5YR4/4
5YR3/4
% Carbonat
Ut2
Ut2
Ut2
Uls
Uls
Ls2
Ls2
Slu
Sl2
Lu
Tu2
% Glühverlust
23,60
23,41
18,36
24,52
27,30
36,84
36,77
44,74
76,62
22,13
11,31
% Wasser (lufttrocken)
13,13
14,18
7,19
14,41
15,79
20,56
23,18
43,30
72,08
19,26
9,81
Skelett (Gewichts%)
4,74
3,08
3,72
5,00
6,95
10,28
8,02
1,82
3,23
2,29
1,05
Farbe (naß)
5,21
5,19
7,24
5,10
3,88
6,32
5,15
0,21
0,34
0,62
0,05
Bodenart des Feinbodens
68,29
67,88
72,64
64,85
62,62
45,49
45,18
45,72
16,43
59,36
39,58
S (%)
33,19
30,98
39,59
36,13
32,80
21,81
18,57
31,48
10,65
20,92
9,60
gS
21,94
22,40
21,93
20,37
19,87
14,04
15,45
10,42
3,42
22,01
14,32
mS
U (%)
11,67
11,71
10,32
8,36
8,38
10,03
10,65
4,41
2,15
16,55
14,26
fS
gU
8,12
8,70
9,00
10,63
10,08
17,67
18,05
9,54
6,95
18,51
49,11
mU
10-15
27-34
45-55
70-80
92-100
110-120
150-160
172-195
172-195
195+
12,3m
fU
T (%)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
Tiefe unter Geländeoberfläche
(cm)
Probe Sp
(Profil Korbacher Spalte)
7,53
7,46
7,02
7,02
7,23
7,52
7,59
7,13
7,04
7,07
7,04
Bodenchemische Untersuchungen mittels Atom-Absorptions-Spektrometrie (AAS)
rote Zahlen: Werte nicht zur Interpretation benutzt (Meßfehler Fe-t ?)
2,21
2,42
0,83
1,23
3,49
2,99
2,83
1,88
1,19
2,42
6,12
0,61
0,75
0,3
0,52
0,94
0,91
0,62
0,58
0,43
0,52
1,66
778
389
988,5
1199
1002
1288
996
1046
999
1244
2464
Fe/Promill (Fet)
0,1074
0,1053
0,0400
0,0574
0,1675
0,1487
0,1350
0,0930
0,0586
0,1187
0,3034
Cu/Promill
0,0272
0,0278
0,0203
0,0233
0,0230
0,0373
0,0286
0,0327
0,0241
0,0275
0,0501
Fe in ppm
Cu in ppm
Zn in ppm
Pb in ppm
0,56
0,64
0,42
0,5
0,48
0,75
0,6
0,66
0,49
0,56
1,01
Zn/Promill
1,0286
1,1493
1,0366
1,0716
1,0419
1,0057
1,0485
1,0106
1,0152
1,0191
1,0087
Pb/Promill
1
2
3
4
5
6
7*
8
9
10
11
EW KW / g
Probe Sp
Schwermetalle im Königswasser-Aufschluß
in der Lösung
im Boden
0,0297 37,82
0,0326 16,92
0,0145 47,68
0,0243 55,94
0,0451 48,09
0,0452 64,04
0,0296 47,50 * = hoher Siedeverlust
0,0287 51,75
0,0212 49,20
0,0255 61,03
0,0823 122,14
273,46
275,08
153,91
199,03
401,57
208,68
173,49
239,53
228,84
163,32
118,44
14,65 58,70
29,83 141,44
7,64 29,05
7,09 37,83
18,21 84,19
11,40 57,58
10,62 65,94
5,84 44,17
6,13 32,32
4,45 49,53
5,20 47,63
FeO/FeD(%)
FeD/Fet(%)
68,26
58,02
40,48
37,28
86,84
41,32
27,95
31,68
43,38
14,68
12,92
FeO/Fet(%)
22,20
23,94
13,85
21,17
40,49
36,87
31,32
22,86
15,90
30,23
58,17
FeD/Ton/Promill
FeO/Ton/Promill
5,54
5,05
3,64
3,96
8,76
7,30
5,05
3,02
3,01
2,72
6,35
FeD/Promill
114,7
91,9
103,4
96,7
84,8
57,9
87,8
87,2
185 162,75
152,2 149,7
114,2 135,3
68
92,8
67,1
65,2
55,3 131,2
130 238,5
FeO/Promill
2,07
2,02
2,09
2,06
2,01
2,03
2,16
2,03
2,05
2,17
2,05
FeD in ppm
FeO in ppm
1,035
1,024
1,1639
1,1074
1,0565
1,0423
1,1316
1,1248
1,1129
1,0177
1,0242
EW FeD / g
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
EW FeO / g
Probe Sp
Eisen im Dithionit-/Oxalat-Aufschluß
in der Lösung im Boden
Horizontierung:
24,96 Ah
21,09 Ah
26,30 Al-Bv
18,73 Btv
21,63 fluv. Rinne
19,80 IIBv
16,11 IIBv
13,22 rote Spaltenfüllung, toniger
18,96 rote Spaltenfüllung, sandiger
8,99 rote Spaltenfüllung, tonig
10,91 Referenz aus Spaltennebenschlotte
204
600
400
3
5
7
9
11
200
11
13
13
15
15
17
17
19
19
21
21
23
800
23
Feldspat
Quarz
Kaolinit oder Chlorit
Calcit
hkl-Bande
Illit / Muskovit
25
25
27
27
29
29
Calcit
Quarz
Dolomit
1600
Baryt?
9
Kaolinit oder Chlorit
Illit / Muskovit
1800
Baryt?
1400
Feldspat
7
Quarz
5
Baryt?
3
Kaolinit oder Chlorit
1800
Quarz
400
hkl-Bande
600
Chlorit oder Vermiculit
800
Illit / Muskovit
Intensität
1000
Kaolinit oder Chlorit
Illit / Muskovit
Intensität
Ergebnisse der Röntgendiffraktometrie
Probe Sp 6, Pulverpräparat (< 2mm)
2000
1400
1200
200
0
°2 Theta
31
°2 Theta
31
205
33
Probe Sp 9, Pulverpräparat (< 2 mm)
2000
1600
1200
1000
0
33
Intensität
1000
800
600
3
5
7
9
11
13
13
15
15
17
17
19
19
21
21
400
23
23
25
25
27
27
29
29
31
33
hkl-Bande
11
Feldspat
Kaolinit oder Chlorit
hkl-Bande
Illit / Muskovit
Quarz
Quarz
1800
Goethit + Hämatit
9
Feldspat
1800
Quarz
Illit / Muskovit
1400
Kaolinit oder Chlorit
7
Quarz
5
hkl-Bande
3
Kaolinit oder Chlorit
400
Illit / Muskovit
600
Kaolinit oder Chlorit
800
Chlorit oder Vermiculit
1000
Illit / Muskovit
Chlorit oder Vermiculit
Intensität
Probe Sp 10, Pulverpräparat (< 2 mm)
2000
1600
1200
200
0
°2 Theta
31
33
Probe Sp 11, Pulverpräparat (< 2 mm)
2000
1600
1400
1200
200
0
°2 Theta
35
206
3
5
7
9
11
13
15
15
17
17
19
19
21
21
23
23
25
25
27
27
29
29
31
31
33
33
35
35
Hämatit
13
Muskovit
11
Hämatit
9
Goethit + Hämatit
7
hkl-Bande
5
37
37
° 2 Theta
Probe Sp 11, Pulverpräparat (< 2 µm)
300
200
50
0
39
41
43
45
39
41
43
45
47
49
51
53
47
49
51
53
55
55
Hämatit
Muskovit
hkl-Bande
Hämatit
Hämatit
Feldspat
Kaolinit oder Chlorit
Illit / Muskovit
Goethit + Hämatit
hkl-Bande
Quarz
Goethit
200
Feldspat
Quarz
300
Kaolinit oder Chlorit
400
Kaolinit (oder Chlorit?)
3
Quarz
Illit / Muskovit
Chlorit oder Vermiculit
500
Illit / Muskovit
250
Illit / Muskovit
Intensität
600
Goethit
150
Kaolinit (oder Chlorit?)
100
hkl-Bande
Intensität
Probe Sp 6, Pulverpräparat (< 2 µm)
700
100
0
57
° 2 Theta
57
207
ENTWÜRFE DER THEMENPFAD-SCHAUTAFELN
208
7 Pingen
77.
Wenn Sie sich hier am Osthang des Schanzenberges einmal
umschauen, können Sie mehrere rundliche, von einem deutlich
erkennbaren Wall umgebene Vertiefungen
erkennen. Es handelt sich um Pingen.
Dem Erz auf der Spur
Pingen entstehen durch bergmännische Schürfarbeit über
Tage oder durch den Einsturz alter Grubenbaue wie Schächte
oder Stollen. Sie bezeugen damit eine ehemalige bergbauliche
Tätigkeit. Die Vertiefungen entstanden durch die Förderung
und den Abtransport des wertvollen Gesteins, während der
nutzlose Abraum zu den umgebenden Wällen und Halden aufgeschüttet wurde.
Aus Procynosuchus´Zeiten
In diesem Fall handelt es sich bei dem wertvollen Gestein um
Quelle: Kreis Unna (1985)
Kupfererze, die aus rund 270 Mio. Jahre alten Meeresablagerungen der Zechstein-Zeit (dem sogenannten „Kupferschiefer“)
gewonnen wurden. Sie sind damit ähnlich alt wie die Fossilien der
Korbacher Spalte. Diese Gesteinsschichten finden sich in der näheren und weiteren Umgebung der Stadt Korbach
recht häufig an der Erdoberfläche (z.B. bei Ense und Nordenbeck oder bei Itter).
Wohlstand für Generationen
Wann der Bergbau am Schanzenberg stattfand, ist nicht bekannt. In den Revieren von
Ense/Nordenbeck dagegen begann die Erzgewinnung urkundlich gesichert um 1500 n. Chr.,
bei Itter waren erste Abbaue sogar schon zu
Zeiten der Römer in Betrieb. Der Bergbau
dauerte bis in die Mitte des 19. Jahrhunderts
an, wurde dann jedoch aus Rentabilitätsgründen eingestellt.
Pingen und Abraumhalden am Osthang des
Schanzenberges
8
77.
Trockenrasen
Natürlicherweise wäre die Umgebung Korbachs von Wald bedeckt. Doch vor rund 7000 Jahren
begann der Mensch, diesen Wald zu roden, um landwirtschaftliche Nutzflächen zu erhalten.
Magere Böden – reiche Natur
Zu den ökologisch wertvollsten dieser neugeschaffenen Biotope
gehören die Kalk-Halbtrockenrasen. Sie wurden seit jeher nur
extensiv, d.h. ohne starken Dünger- und
Pestizideinsatz, als Schafhutung genutzt,
Deutscher Enzian
(Gentiana germanica)
Dadurch entstand eine Vielzahl an neuen Biotopen wie z.B. Wiesen, Weiden oder Äcker.
wodurch sich eine artenreiche Pflanzen-
Hier am Schanzenberg findet sich ein
solcher Trockenrasen. Aufgrund des
geologischen Untergrundes (gut wasserdurchlässiger Zechsteinkalk) und der
südexponierten, der intensiven Mittags-
Dreizähniges Knabenkraut
(Orchis tridentata)
Orchideen und Gewürze
Golddistel
(Carlina vulgaris)
welt ausbilden und erhalten konnte.
sonne zugewandten Lage, gedeihen hier
viele wärmeliebende und an Trockenheit
tene Orchideenart. Atmen Sie tief ein – im Frühsommer können
sie auch den würzigen Duft des Thymians erleben.
(Photos: A. Frede)
scher Enzian und Dreizähniges Knabenkraut, eine äußerst sel-
Pyramiden-Schillergras
(Koeleria pyramidata)
angepasste Pflanzenarten wie z.B. Deut-
Schutz und Pflege
Diese sog. Enzian-Schillergrasrasen stellen
eine der artenreichsten Vegetationseinheiten Mitteleuropas dar und unterliegen
einer besonderen Schutzbedürftigkeit. Um
ein Verbuschen und somit die Zerstörung
dieses besonderen Biotops zu verhindern,
ist auch für die Zukunft die extensive
Schafbeweidung über Vertragsnaturschutzprojekte gesichert.
10
77.
Rumpfflächen
Blickt man von der Enser Warte nach Osten zum Kuhbachtal, so ist eine leicht wellige
Hochfläche zu erkennen, die nur durch die Täler von Itter und Kuhbach tief zerschnitten
wird – die Korbacher Hochfläche.
Wie mit dem Messer geschnitten
Die Korbacher Hochfläche ist eine Rumpffläche, die unabhängig von der Gesteinslagerung oder –härte den festen
Gesteinsuntergrund kappt. Harte Grauwacken, Kalke oder Sandsteine liegen auf dem gleichen Höhenniveau wie weichere Tonschiefer oder Grenzsand-Gesteine.
Quelle: Liedke/Marcinek
(1995, verändert)
Geformt vor langer Zeit
Rumpfflächen sind Abtragungsflächen. Sie entstehen durch die Kombination intensiver und tiefreichender Verwitterung mit Prozessen der Flächenspülung. Dies ist nur in den tropischen Zonen der Erde möglich, in unseren kühlgemäßigten Breiten sind die klimatischen Bedingungen dafür nicht geeignet. Hier sind
Rumpfflächen immer Vorzeitformen, die einer älteren Reliefgeneration angehören.
Korbach in den Tropen
So auch die Korbacher Hochfläche – sie entstand
im Tertiär (65 bis 2 Mio. Jahre vor heute). Damals
gab es auch bei uns in Mitteleuropa tropische Klimabedingungen. Feucht-warme Perioden mit gleichmäßig
intensiver Tiefenverwitterung der verschiedenen
Gesteine wechselten mit trockeneren Zeitabschnitten, in denen das Verwitterungsmaterial
flächenhaft abgetragen wurde. Erst in der nachfolgenden Epoche des Quartärs wurde sie durch
die Flüsse zerschnitten und zu ihrer heutigen
Gestalt umgeformt.
Blick über die Korbacher Hochfläche. Aufgrund ihrer
ausgedehnten Ebenheit hat man hier den Korbacher
Flugplatz angelegt.
KARTEN
209