Glazial - Institut für Geographie
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Universität Stuttgart Institut für Geographie Ebhausen den 27.05.2001 Seminar zur Norddeutschland-Exkursion Thema Nr. 7 : Seminarleitung: E. Wehmeier B. Jakob Bearbeiter: Jochen Wegenast Inhaltsverzeichnis 1. DIE EISZEITEN UND IHRE GEOMORPHOLOGISCHE BEDEUTUNG ................. 3 1.1 ZEITLICHE GLIEDERUNG ................................................................................................... 3 2. GLAZIALEROSION: PROZESSE UND FORMEN ....................................................... 5 2.1. DETERSION UND DETRAKTION ......................................................................................... 5 2.2. RUNDHÖCKER UND FELSBECKEN ..................................................................................... 6 2.3. DER MORÄNENBEGRIFF ................................................................................................... 6 2.4. ABGELAGERTES MORÄNEN-MATERIAL ............................................................................ 6 2.5. MORÄNEN ALS LANDFORMEN .......................................................................................... 7 2.6. DRUMLINS ........................................................................................................................ 7 2.7. KAMES UND OSER ............................................................................................................ 8 2.8. SANDER ............................................................................................................................ 8 2.9. BÄNDERTONE ................................................................................................................... 9 2.10. DIE GLAZIALE SERIE....................................................................................................... 9 3. PERIGLAZIALPROZESSE UND FORMEN................................................................. 10 3.1. DEFINITION, GRENZEN ................................................................................................... 10 3.2. KAMMEIS - NADELEIS - PIPKRAKE.................................................................................. 11 3.3. FROSTSPRENGUNG .......................................................................................................... 11 3.4. AUFFRIEREN VON STEINEN ............................................................................................. 11 3.5. STRUKTURBÖDEN ........................................................................................................... 11 3.6. BODENFLIEßEN / SOLIFLUKTION ..................................................................................... 11 3.7. KRYOTURBATIONEN ....................................................................................................... 12 3.8. FROSTSPALTEN ............................................................................................................... 12 3.9. EISKEILE......................................................................................................................... 12 4. NORDDEUTSCHE LANDSCHAFTEN .......................................................................... 12 4.1. DAS JUNGMORÄNENLAND .............................................................................................. 13 4.2. DAS ALTMORÄNENLAND................................................................................................ 14 5. LITERATUR ...................................................................................................................... 16 2 1. Die Eiszeiten und ihre geomorphologische Bedeutung Eiszeiten sind Abschnitte der Erdgeschichte, in denen große Gebiete der Kontinente von Inlandeis bedeckt waren. Aus Glazialablagerungen entstandene präkambrische und karbonisch-permische Gesteine zeigen an, dass es Eiszeiten nicht nur im Pleistozän gegeben hat. Vom Blickpunkt der Geomorphologie her sind jedoch die pleistozänen Eiszeiten von besonderer Bedeutung, weil die Entwicklung vieler der gegenwärtigen Landformen in das Pleistozän zurückreicht. 1.1 Zeitliche Gliederung Die Dauer der Pleistozäns betrug etwa zweieinhalb Millionen Jahre. In dieser Zeit wechselten mindestens sechs große Kaltzeiten mit dazwischenliegenden Warmzeiten ab. Glaziale oder Eiszeiten sind Kaltzeiten mit weiträumiger Ausdehnung von Inlandeisgletschern in Gebieten, die heute gletscherfrei sind. Interglaziale oder Zwischeneiszeiten heißen die zwischen den Glazialen liegenden Warmzeiten. Abbildung 1 stellt die Abfolge dieser Zeitabschnitte und ihrer in Norddeutschland, den Alpen und Nordamerika benutzten Namen zusammen, die auch international häufig gebraucht werden. Da die Quartärforschung vielerorts auf lokalen Wurzeln aufbaut, gibt es weitere andere Namen für diese Zeitabschnitte in Großbritannien, den Niederlanden, Polen, Russland und anderswo. Abb. 1 Gliederung und Zeitstellung 3 Die Ausdehnung des Inlandeises variierte in den verschiedenen Eiszeiten. In der ElsterEiszeit drang das Inlandeis am weitesten nach Süden bis an die Mittelgebirge vor. Während der Saale Eiszeit, welche in drei Zwischeneiszeiten gegliedert wird (Saale1, Saale 2, Saale3)ereichte das Eis fast die Ausdehnung des Elster Glazials. Die Weichsel Eiszeit war von kürzere Dauer und das Inlandeis drang nicht so weit nach Süden vor. Da das Jungmoränenland der Weichseleiszeit nicht mehr periglazial überprägt wurde lässt sie sich gut in drei Teile untergliedern ( Brandenburger Stadium, Frankfurter Stadium und Pommersches Stadium) Siehe Abbildung 2 und 3. Abb. 2 Ausdehnung des Inlandeises 4 Abb. 3 Eisränder der verschiedenen Eiszeiten 2. Glazialerosion: Prozesse und Formen 2.1. Detersion und Detraktion Unter dem Druck des bewegten Gletschereises wird die Landoberfläche erodiert, Lockermaterial wird als Grundmoräne in den Boden des Gletschers aufgenommen und trägt dazu bei. den Felsuntergrund schleifend zu bearbeiten. Der Fels wird durch den Gletscherschliff geglättet. Dieser Prozess wird auch als Detersion bezeichnet. In die Unterseite des Eises eingebettete Steine erzeugen Gletscherschrammen, deren Orientierung im anstehenden Gestein auch nach dem Ende der Vergletscherung die Richtung der Eisbewegung erkennen lässt. Die Reibung zwischen den Steinen der Grundmoräne und dem Fels nutzt beide ab und produziert sehr feinkörniges Gletschermehl, das als Schwebfracht in die Schmelzwasserbäche transportiert wird und dort die Gletschermilch genannte grünlichweiße Trübung des Wassers hervorruft. Detersion wirkt besonders auf die der Eisbewegung zugewandte Stoßseite von Erhebungen des Felsuntergrundes. Auf der abgewandten Leeseite der Erhebungen ist der Eisdruck auf den Untergrund geringer. Der typische Erosionsprozess auf der Leeseite von Erhebungen unter dem Eis ist die Detraktion von Blockschutt, der unter dem Eis durch lokale Druckentlastungs5 verwitterung entsteht. Aber auch durch Gefrieren und Wiederauftauen von Schmelzwasser in den Klüften des Gesteins. Der Gletscher nimmt den Schutt als Grundmoräne in seine Unterseite auf und zieht ihn mit sich fort. 2.2. Rundhöcker und Felsbecken Detersion und Detraktion verwandeln Erhebungen des Felsuntergrundes in Rundhöcker. Dies sind asymmetrische Felsbuckel mit stromlinienförmig gerundeter, abgeflachter Stoßseite und kantiger, von Kluftflächen begrenzter Leeseite Rundhöcker treten in großer Anzahl in den von Glazialerosion geprägten Kernbreichen der pleistozänen Inlandeis-Vergletscherungen auf, z.B. in Nord- und Mittelschweden. Aus der Orientierung ihrer Stoß- und Leeseiten kann man noch heute die lokalen Richtungen der Eisbewegung rekonstruieren. 2.3. Der Moränenbegriff Der aus dem Französischen entlehnte Begriff Moräne bezieht sich auf vom Gletscher mitgeführten bzw. abgelagerten Gesteinsschutt. Dabei wird dieser eine Begriff auf zumindest dreierlei verschiedene Weise angewendet: 1. auf den noch im Gletscher oder auf seiner Oberfläche liegenden und mit ihm bewegten Schutt, 2. auf das vom Gletscher abgelagerte Schuttmaterial, das auch lange nach dem Ende der Vergletscherung die Landoberfläche bedeckt, und 3. auf die Oberflächenform dieser Ablagerungen. Wegen dieser verschiedenen Anwendungen bleibt der Begriff nicht immer eindeutig und muss durch Zusätze oder aus dem jeweiligen Zusammenhang verstanden werden. 2.4. Abgelagertes Moränenmaterial Im Gegensatz zur materialsortierenden Flussarbeit transportiert ein Gletscher seine Schuttfracht ähnlich wie ein Fließband. Er bewegt feinsten Staub und große Felsblöcke nebeneinander mit gleicher Geschwindigkeit und über die gleiche Distanz. Das Moränenmaterial bleibt daher sowohl im Transport als auch am Ort seiner Ablagerung völlig unsortiert. Grobkiespartikel, Steine und Blöcke nennt man glaziale Geschiebe, ein etwas unglücklich gewählter Begriff, denn das Gletschereis schiebt seine Fracht nicht einher, sondern bewegt sie mit, auf und in dem Eis selbst. Durch Reibung aneinander und am Untergrund des Gletschers sind die Geschiebe häufig gekritzt d.h. ihre Oberfläche weist linienhafte Schrammen auf. Abgelagertes Moränenmaterial enthält in der Regel außer den Geschieben auch erhebliche Mengen feinerer Korngrößen bis herunter zu Schluff und Ton. Es heißt in diesem Fall Geschiebelehm, oder, wenn es kalkige Bestandteile enthält, Geschiebemergel. Allerdings sind auch reine Grobmaterialablagerungen möglich. Wichtige Anzeiger für die Herkunft .des Materials der Moränen der pleistozänen Vergletscherungen sind die Erratika oder erratischen Geschiebe. Bruchstücke von Gesteinen, die im Ablagerungsgebiet nicht anstehen. In Norddeutschland findet man z.B. in den Moränen Fragmente skandinavischer kristalliner Gesteine. Wenn ein solches Gestein nur in einem kleinen Gebiet ansteht, kann die Verbreitung seiner Erratika recht genau den Weg anzeigen, den das Eis zurückgelegt hat. Eine alte Bezeichnung für große erratische Blöcke ist Findling. Die Größe von Findlingen übersteigt nicht selten mehrere Meter. In Norddeutschland wurden sie in vorgeschichtlicher Zeit als Baumaterial megalithischer Gräber (Hünengräber) benutzt. 6 2.5. Moränen als Landformen Die Oberfläche der Moränenablagerungen liegt nach dem Rückzug des Gletschereises frei. Ihre Formen sind eine Folge ihrer Lage relativ zum Gletscher während der Zeit ihrer Aufschüttung und geben somit Auskunft über Umriss und Eisbewegung des inzwischen verschwundenen Gletschers. Die Untersuchung und Kartierung von Moränenablagerungen und formen gehört daher zu den wesentlichen Komponenten glazialmorphologischer Geländearbeit. Am Ende der Gletscherzunge wird alles mitgebrachte Gesteinsmaterial als Endmoräne abgelagert. Deren Volumen hängt ab von der Rate der Schuttzufuhr durch den Gletscher sowie von der Dauer des stationären Zustands, in dem das Gletscherende seine Position beibehält. Je mehr Moränenschutt pro Zeiteinheit am Gletscherende ankommt und je länger dieses an derselben Stelle bleibt, um so höher kann der Gletscher seine Endmoräne aufschütten. Bei einem längeren Stillstand bleibt das Gletscherende gewöhnlich nicht absolut fixiert, sondern es treten kleine Oszillationen auf. kurzen Vorrück- und Rückzugsphasen, die sich jeweils nur über wenige Zehner von Metern erstrecken, aber dennoch eine Verbreiterung des aufgeschütteten Endmoränenrückens bewirken und ihm außerdem eine unregelmäßige Kaminform verleihen. Wegen dieser Oszillationen des Eisrandes sind echte Endmoränen und Ablationsmoränenschutt (= Schutt der durch Abtauen des Eises abgelagert wird) kaum voneinander zu trennen. Unter dem Schutt einer dicken Ablationsmoräne bleibt das Eis vor Sonneneinstrahlung relativ geschützt. Die Rate seines Abschmelzens wird daher verlangsamt. Sie ist außerdem innerhalb kurzer Entfernungen unterschiedlich groß, je nach der Mächtigkeit des aufliegenden Schutts. Teile des Gletschers schmelzen völlig weg. andere werden von dessen Hauptmasse isoliert, bleiben jedoch länger erhalten und werden zu Toteis, d.h. sie bewegen sich nicht länger. Mit dem Schmelzen des Toteises sackt die darüberliegende Ablationsmoräne nach, es entstehen Toteislöcher oder Sölle. Kleine Sölle sind meist annähernd kreisrund und trichterförmig, doch große Toteismassen hinterlassen unregelmäßiger geformte Wannen oder Kessel. Am Ende einer spaltenreichen Gletscherzunge kommt es schon bei kleinen Oszillationen zur Abtrennung von Toteisblöcken. Die Aufschüttung der Endmoräne und die Bildung von Toteislöchern geschieht daher mehr oder weniger gleichzeitig und in unmittelbarer Nähe voneinander. Dementsprechend ist die typische Geländeform junger Endmoränen eine Kuppen-und-Kessel-Landschaft. 2.6. Drumlins Im Ablagerungsbereich von Gletschern kommen, meist in Scharen, stromlinienförmige Hügel vor, die aus Lockermaterial bestehen gewöhnlich aus Moränenmaterial, doch können auch fluviale Schotter von Schmelzwasserflüssen beteiligt sein. Diese Hügel heißen Drumlins. Ihr Grundriss ist oval und in der Fließrichtung des Eises gestreckt. Ihr Längsprofil ist asymmetrisch, wobei das gegen die Fließrichtung des Eises gekehrte Ende steiler ist als das leeseitige Ende. Ihre Form ähnelt der einer umgekehrten Löffelschale, deren breites Ende dem Fließen des Eises zugekehrt ist. Die Höhe von Drumlins beträgt meist einige Zehner von Metern, ihre Länge wenige 100 Meter. Drumlins zeigen an, dass hier vorher abgelagertes glaziales, in manchen Fällen auch glaziofluviales, Lockermaterial von einem neuen Gletschervorstoß überfahren worden ist. Daher rührt ihre stromlinienförmige Gestalt, als Form der Grenzfläche zwischen den beiden 7 beweglichen Medien Gletschereis und Lockermaterial. Die Drumlins sind in der Regel nicht gleichmäßig über die gesamte Breite einer Gletscherzunge verteilt, sondern bleiben offenbar auf Bereiche beschränkt, in denen die Fließgeschwindigkeit des Eises ihre Entstehung begünstigte und genügend Lockermaterial für ihre Formung vorhanden war. 2.7. Kames und Oser Das schottische Wort Käme (= steilhängiger Hügel aus Lockermaterial) wird als geomorphologischer Begriff für isolierte Schuttablagerungen unter stagnierendem Gletschereis verwendet, die nach dem Abschmelzen des Eises als Schutthügel im Gelände stehen. Ihre Entstehungsweise kann unterschiedlich sein. Oft ist das Lockermaterial der Kames sortiert und zeigt an, dass es sich um lokale Akkumulationen der Fracht von Schmelzwässern handelt. Die Ablagerung kann auch zunächst in einer Spalte oder Wanne des stagnierenden Eises erfolgt und erst mit dem Abschmelzen auf die Landoberfläche gesunken sein, oder die Schmelzwässer akkumulierten den Schutt von vornherein in einem lokal begrenzten Hohlraum unter dem Eis. Mit den Kames verwandt sind die Oser, lange, oft gewundene Dämme aus sortiertem, geschichtetem Sand und Kies. Als Formen offensichtlicher Ablagerung durch fließendes Wasser, die höher sind als ihre Umgebung, erscheinen sie ein wenig paradox. Sie sind als Schotterfüllungen von Gletschertunneln entstanden. Ihre Flanken waren von den Seiten des Eistunnels begrenzt,. Nach dem Abschmelzen des Eises blieben sie als erhabene Landformen zurück. Zur Zeit der Aufschotterung muss das Eis bereits Toteis gewesen sein, denn eine Gletscherbewegung hätte den Schotterdamm zerstört. Die Bildung von Osern gehört daher in die Endphasen einer Eiszeit. In den Gebieten der pleistozänen Inlandvereisungen sind Oser häufig und erreichen mitunter große Längen. 2.8. Sander Glaziale Schmelzwässer mit hinreichender Transportkraft, die zunächst unter dem Gletscher entlangfließen und dann die randlichen Moränen queren, führen große Mengen von Geröllfracht mit sich, die im Gletschervorland als Schwemmkegel wieder abgelagert werden. Die Schwemmkegel benachbarter Gletscherbäche schließen seitlich aneinander an zu Schwemmflächen, die als Sander bezeichnet werden. Die Sander setzen an der dazugehörigen Endmoräne an und dachen sich von dort nach außen ab, wobei ihr Gefälle und ihre Korngröße mit wachsender Entfernung von der Endmoräne abnimmt. Stillstandsphasen eines im Rückzug begriffenen Gletschers erzeugen neue Sander, die das vor der neuen Endmoräne liegende Gebiet vorhergehender glazialer und fluviglazialer Ablagerungen teils überdecken, teils zerschneiden. Da der Ansatzpunkt des neuen Sanders weiter rückwärts liegt als der eines vorhergehenden, ist sein Profil in das des letzteren eingesenkt. Der ältere Sander wird bei der Entwicklung des jüngeren zerschnitten und bildet nun eine über dem Niveau des Schmelzwasserflusses liegende Aufschüttungsterrasse. Die Aufschüttungsfläche des jüngeren, eingesenkten Sanders ist zunächst talsohlenartig schmal und verbreitert sich dann trompetenförmig nach außen. Deshalb gab Troll (1926) diesen in den älteren Sander eingeschnittenen jüngeren Sanderstrecken den Namen Trompetentälchen. Im nördlichen Schleswig-Holstein liegen 10-20 km breite Sanderflächen vor den von Flensburg nach Schleswig verlaufenden Endmoränenzügen der letzten pleistozänen Eiszeit. Die Sander überdecken teilweise die nach Westen anschließenden Grundmoränen der vorhergehenden Eiszeit und sind in sich wegen der Stillstände des letzten Eisrückzugs ebenfalls terrassiert, allerdings mit nur wenigen Metern Höhenunterschied zwischen den Niveaus. 8 2.9. Bändertone Während des Gletscherrückzugs legt das Abschmelzen des Eises Felswannen oder Vertiefungen im Grundmoränengebiet frei, die durch Schmelzwasserzuflüsse in Seen verwandelt werden. In ihnen lagert das Schmelzwasser seine aus Ton- und Schluff-partikeln bestehende Schwebfracht ab. Die jahreszeitlichen Abflussschwankungen erzeugen dabei eine zyklische Schichtung: der geringe Abfluss im Winter lagert nur eine dünne, tonige und durch organische Reste dunkel gefärbte Schicht ab, der kräftige Sommer-Abfluss dagegen eine dickere, grobkörnigere hellere Schicht. Beide Schichten zusammen bilden eine meist wenige Zentimeter dicke Jahreslage. Im Anschnitt erscheinen die übereinander liegenden Jahreslagen als eine hell-dunkle Bänderung, daher der Name Bändertone für diese Sedimente. 2.10. Die glaziale Serie In ihrem für die gesamte spätere Eiszeitforschung maßgebenden Werk „Die Alpen im Eiszeitalter“ haben A. Penk & E. Brückner (1901-1909) die typische räumliche Anordnung der vom Eis und seinen Schmelzwässern geschaffenen, aus Lockermaterial bestehenden Landformen des Alpenvorlandes beschrieben und in einem Diagramm als glaziale Serie dargestellt. Dieses Schema gilt noch heute als brauchbares graphisches Modell der Landformanordnung in Gebieten früherer Vorlandgletscher. Darüber hinaus repräsentiert es mit gewissen Einschränkungen auch die Formenanordnung der Zungenbereiche des pleistozänen Inlandeises und anderer Gletschertypen. Nach diesem Muster liegt der, sich im Flachland als große Zunge radial ausbreitende Gletscher in einem von ihm geschaffenen, ausgedehnten Zungenbecken, das mit Grundmoräne ausgekleidet ist und mehr oder weniger halbkreisförmig von einem Kranz von Endmoränen umgeben ist. Zwischen dem Zentrum des Zungen-Beckens und dem inneren Rand des Endmoränenkranzes liegt vom Eis überfahrenes Material älterer Endmoränen in Form von Drumlins; und außerhalb des Endmoränenkranzes erstreckt sich die nach außen sanft abgedachte Sanderfläche. Abb. 4: Die Glaziale Serie 9 Jede Eiszeit bildet ihre eigene Glaziale Serie aus und prägt sich in die vorherige Serie nach einem bestimmten Schema ein: 1. Frühglazial: Mit der Verschlechterung des Klimas beginnt das nivale Regime. Die Gletscher beginnen das Vorland zu überfahren. Die reißenden, mit viel Geröll beladenen Schmelzwasser schneiden sich vor den Gletschern tief in das Vorland ein. 2. Hochglazial: Im Hochglazial herrscht ein kalt-trockenes Klima, da ein Großteil des Wassers als Eis und Schnee gebunden ist. Die tief eingeschnittenen Gletscherflüsse können wegen nachlassender Wassermengen die Geröllfracht nicht mehr transportieren Þ Akkumulation. Die zuvor eingeschnittenen Täler werden wieder aufgeschottert. 3. Spätglazial: Mit der Erwärmung des Klimas nehmen die Wassermengen und damit auch die Erosionskraft der Flüsse wieder zu Þ erneutes Einschneiden der Flüsse, meist am Rand der Schotterflächen, Þ Talverlegung. In Norddeutschland schuf das Inlandeis in seinen Randgebieten Zungenbecken, die allerdings oft stärker seitlich ineinander übergehen als die von den weiter auseinanderliegenden pleistozänen Vorlandgletschern geschaffenen Zungenbecken des Alpenvorlands. Dadurch sind die Endmoränenzüge Norddeutschlands eher flach konvex nach außen gebogen als halbkreisförmig. Die Sander in Norddeutschland sind weiträumiger als in Süddeutschland. Ein besonderes Formelement der glazialen Serie in Norddeutschland sind die Urstromtäler, nämlich die Talzüge, die längs des äußeren Randes der Sanderflächen verlaufen. Sie nahmen die vom nordeuropäischen Inlandeis kommenden Schmelzwasserströme auf und leiteten sie nach Westen zum Becken der heutigen Nordsee ab. 3. Periglazialprozesse und Formen 3.1. Definition, Grenzen Bereich mit kaltem Klima ohne Gletscher; umfasst Formen und Prozesse im Umkreis der Gletscher bzw. in gletscherfreien, kalten Regionen. Grenzen: einerseits ziemlich scharf gegen Gletschereis, zu wärmeren Zonen unscharf. Hierzu gehören von polaren zu mittleren Breiten die Zonen vegetationslosen Frostschutts, waldloser Tundren und Teile des borealen Waldes und die entsprechende Höhengliederung alpiner Gebirge. Im engeren Sinne versteht man unter diesem Begriff Formungsvorgänge durch Frost und die von ihnen hinterlassenen Spuren. Im weiteren Sinne gehören dazu auch Wirkungen des Windes, des stehenden und fließenden Wassers. Die zunächst meist wenig sichtbaren Frostwirkungen auf den festen Untergrund erhalten durch unzählige Wiederholung der Gefrier- und Tauvorgänge ihr Gepräge; sie werden in wasserreichen »frostempfindlichen« (d.h. insbesondere Schluff und Feinsand enthaltenden) Böden besonders gut erkennbar. Manche dieser Prozesse sind auch außerhalb der eigentlichen Periglazialzone, in gemäßigten Klimabereichen wirksam: u.a. Gefrieren und Auftauen oberflächennaher Schichten, zeitweise Bodenversiegelung durch Frost, Frostsprengung, Bildung von Kammeis und Eislinsen, Vereisung von Seen und Flüssen. Die Periglazialzone umfasste in den Kaltzeiten den gesamten deutschen Raum, soweit er nicht unter Eis lag; die heutige Landschaft wurde durch periglaziale Erosionsvorgänge in etwa einem Dutzend Glazialen nachhaltig geformt. 10 3.2. Kammeis - Nadeleis - pipkrake Bei Frost wachsen auf nassen Böden, oft an Bachrändern, dicht gescharte dünne Eisstengel bis zu einigen cm Höhe senkrecht zur Erdoberfläche (an geneigten Hängen also schräg) auf. Meist tragen sie auf ihrer Oberfläche gefrorene Erdkrümel oder Steine, während ihre Basis auf wassergesättigtem ungefrorenem Boden steht, der den Nachschub an Eis liefert. Beim Tauen sinkt die gehobene Erde senkrecht nach unten, an geneigten Hängen tritt dadurch eine Bodenverlagerung hangabwärts ein. 3.3. Frostsprengung Die Volumenvergrößerung durch das Gefrieren des Wassers beträgt nur 9 % des Wasservolumens, doch genügt dies, um Gesteine, in die auf Fugen und Klüften Wasser eindringen konnte, durch mehrmaligen Frostwechsel in grob- und feinstückigen Frostschutt zu zerlegen. 3.4. Auffrieren von Steinen Das Auffrieren von Steinen ist eine der auffälligsten Frostwirkungen: Die in den Boden vordringende Gefrierfront hebt durch die Ausdehnung des zu Eis gefrierenden Bodenwassers den Boden an, mit ihm angefrorene Steine, die nach unten noch in den nicht gefrorenen Boden ragen. Dadurch entsteht unter ihnen ein Hohlraum, in dem Eiskristalle wachsen und den Stein nach oben schieben. Beim Auftauen wandert die Auftaufront von oben nach unten. Der aufgetaute Feinboden sinkt nach unten, während der auf noch gefrorenem Sockel sitzende Stein nicht sinken kann; wenn der Tauvorgang beendet ist, liegt der Stein etwas höher als vorher. Pro Gefriervorgang beträgt der Hub mehrere Millimeter bis Zentimeter, so, dass die Steine verhältnismäßig rasch nach oben wandern; quer liegende stengelige Steine werden hierbei in die Vertikale aufgerichtet. 3.5. Strukturböden Strukturböden bestehen auf ebenen Oberflächen aus meist fünf- bis sechseckigen Steinnetzen, Steinpolygonen oder Steinringen, an geneigten Hängen aus Steinstreifen in Gefällsrichtung. Steinnetze bzw. -Streifen bilden sich auf der Oberfläche, der Untergrund ist oft mehr oder weniger steinfrei, weil Frosthebung alle Steine an die Oberfläche beförderte. Über den Mechanismus ihrer Entstehung gehen die Meinungen auseinander. Er hängt mit den durch wiederholtes Gefrieren und Auftauen verursachten vertikalen und lateralen Bewegungen der Bodenteilchen zusammen. 3.6. Bodenfließen / Solifluktion An geneigten Hängen kriecht aufgetauter Boden abwärts, an seiner meist von Gras bewachsenen Oberfläche entstehen Fließwülste im Innern bilden sich Fließstrukturen mit Übereinanderschichtungen, kleinen Verwerfungen, Schuppen, Fließfalten, »Verknäuelungen«, bei vorwiegendem Schieferschutt kleine Knick-Falten; an Hängen sind die oberen Lagen abwärts gebogen = Hakenschlagen. Solifluktion bewirkt eine weitflächige sehr wirksame Abtragung des periglazialen Reliefs und damit die Einebnung des Altmoränenlandes. 11 3.7. Kryoturbationen Als Kryoturbationen bzw. Schichtverwürgungen bezeichnet man Deformationen oberflächennaher Bodenschichten, die durch den Wechsel zwischen Auftauen und Gefrieren in der aktiven Zone entstanden. Es sind wellige Schichtverbiegungen aus guirlandenartig aneinander gereihten nach unten konvexen Bögen = Girlandenböden, bei stärkerer Deformierung stark verknäulte zwiebelschalig angeordnete, nach unten konvexe Sinkformen. Durch Kryoturbation entstehen bei flachem Relief auch die Strukturböden. 3.8. Frostspalten Zwar dehnt sich wasserhaltiger Boden beim Gefrieren aus, ist er aber gefroren, unterliegt er, wie jeder feste Körper, bei weiterer Abkühlung der Zusammenziehung ( ab –22°C). Da weite Bodenflächen zusammenhängend gefroren sind, äußert sich die Raumverkürzung in statistisch verteilten Zerrungsrissen. Zuerst bilden sich zwei-, drei- oder mehrstrahlige Spaltensterne, sie wachsen bei anhaltender Kälte zu einem Spaltennetz zusammen. Es ist ein ähnlicher Vorgang wie bei der Bildung von Trockenrissen in tonigen Böden. 3.9. Eiskeile In die Frostspalten wird Schnee oder Sand (Sandkeile) geweht, in Tauperioden füllen sie sich mit Wasser, das sofort zu Eiskeilen gefriert. Bei wiederholten Frostvorgängen vergrößern sich die Spalten, im sommerlichen Tauwetter verschwinden sie im oberen Bodenbereich, der breiartig aufgetauten aktiven Zone. Im nächsten Winter bilden sie sich erneut an gleicher Stelle, die durch den unter der Auftauzone im Permafrostboden noch erhaltenen Eiskeil festgelegt ist. Eiskeile bleiben in den nicht bindigen Lockergesteinen Sand und Kies schmal, in bindigen, besonders schluffreichen, wird ihr oberes Ende über 1 m breit. 4. Norddeutsche Landschaften Während des Elster- und des Saale-I-Glazials drang das Eis bis in die Mittelgebirge, es entstand ein Abflusssystem aus Stauseen, rand- und subglazialen Flüssen und Überlaufrinnen über Gebirgspässe. Die Aufstauvorgänge lassen sich nach Geländeformen, Sedimentresten und dem Verhalten rezenter Eisstauseen rekonstruieren. Die meisten Gletscher entwässern radial nach außen, das Nordeuropäische Inlandeis aber tangential, weil es entgegen dem nordwärtigen Gefälle der Tiefebene „bergauf“ nach Süden vorstieß. Vor und unter seinem Rand sammelte sich nicht nur das Eisschmelzwasser, sondern auch das Wasser der von Süden kommenden Flüsse. Solange der Eisrand auf der Tiefebene lag, bildete sich vor ihm ein nach Westen gerichtetes »Urstromtal«. Wich das Eis nach Norden zurück, durchbrachen die Flüsse stellenweise die vorher benutzten Urstromtäler und kehrten in die alte Süd-Nord-Richtung zurück. Norddeutschland ist infolge der Verschiebungen der Eisränder von einem Netz tangentialer (ost-west-orientierter) und radial (süd-nord-angelegter) Talstücke bedeckt. Im Zusammenhang mit bekannten Eisrandlagen werden daraus folgende durchlaufenden Urstromtäler rekonstruiert: Breslau-Magdeburg-Bremer-Urstromtal vor den Moränen von Saale III; Glogau-Baruther-Urstromtal vor den Moränen des Brandenburg-Stadiums; Warschau-Berliner-Urstromtal vor den Moränen des Frankfurter Stadiums; Thorn-Eberswalder-Urstromtal vor den Moränen des Pommerschen Stadiums östlich Berlin. 12 Abb. 5 Urstromtäler und Endmoränen 4.1. Das Jungmoränenland Als Jungmoränenland wird das vom Weichseleis geprägte Land bezeichnet. In dieser Eiszeit stößt das Inlandeis von Nordeuropa über den Ostseeraum bis nach Norddeutschland vor. Es hat seine maximale Ausdehnung im Brandenburger Stadium (vor 20.000 bis 19.000 Jahren); diese Eisrandlage verläuft im großen Bogen von Flensburg nach Bad Segeberg, Hamburg, Mölln und Parchim, greift hier über Rathenow und Brandenburg bis Luckenwalde nach Süden aus und erstreckt sich in östlicher Richtung über den Oberspreewald nach Guben an der Neiße. Es erreicht aber nur in der Zeit zwischen 25000 und 12000 vor heute das mitteleuropäische Festland. In Schleswig-Holstein sind die Eisrandlagen dicht geschart, in Mecklenburg-Vorpommern und Brandenburg erlauben weite Zwischenräume eine klare Untergliederung. Die regelhafte Abfolge der Formen der glazialen Serie (Grundmoräne, Endmoräne, Sander, Urstromtal) ist gut zu erkennen. Glaziale- und periglaziale Prozesse sowie warmzeitliche Bildungen formten die Oberfläche. Als Charakteristika des Jungmoränenlands zählen sein großer Seenreichtum (rd. 20.000), die vielen abflusslosen Hohlformen (ca. 200.000) und das z. T. stark geböschte, von einem 13 unübersichtlichen Gewässernetz gestaltete Relief aus flachwelligen und kuppigen Grundmoränenlandschaften und Sanderzonen. Das südliche Jungmoränenland hat aufgrund seiner längeren Eisfreiheit eine intensivere periglaziale Umformung erfahren als die nördlichen Abschnitte. Die periglaziale Überformung des eisfreien, klimatisch aber noch vom nahen Eis geprägten Vorfelds modifizierte das glaziale Relief. Unter kaltzeitlichen Klimabedingungen (Dauerfrost, Tundrenvegetation) herrschte beim sommerlichen Auftauen der oberen Bodenschicht schon bei leichter Hangneigung Solifluktion; bei winterlicher Bodengefrornis bildeten sich Frostrisse, die von Eiskeilen gefüllt wurden; es kam zu Verwürgungen und Brodelerscheinungen (Kryoturbationen) im Boden; das durch Frostsprengung zerkleinerte Material wurde in breiten Tälern abgeführt; bei spärlichem Pflanzenwuchs (Moose, Gräser, Sträucher) wurde Lockermaterial durch den Wind ausgeblasen (Deflation), der es in windgeschützten Lagen als Binnendüne oder Flugsanddecke wieder ablagerte. Insgesamt wurde dadurch das südliche Jungmoränenland leicht eingeebnet jedoch längst nicht so stark wie das Altmoränenland. Nach der glazialen und periglazialen Überformung des Reliefs erfolgte mit dem warmzeitlichen Auftauen der Toteiskörper beim Schwinden des Dauerfrosts eine letzte markante Veränderung der Oberfläche. Die natürliche Umgestaltung im Holozän ist dagegen gering, so dass das Relief und der aufgeschüttete Untergrund des Jungmoränenlands mit Recht als pleistozänes Erbe betrachtet werden können. Während des Übergangs vom Spätglazial zum Altholozän bildete sich das seenreiche, unübersichtliche Gewässernetz; Flusslaufverlagerung und Seenbildung verlaufen parallel. Die warmzeitliche Phase geringer natürlicher Erosion leitet die Verlandung der Seen ein. Der letzte, gegenwärtige Abschnitt ist von anthropogenen Eingriffen bestimmt; künstliche Flussbettverlegungen und Eingriffe in den Wasserhaushalt der Seen sind seine Charakteristika. 4.2. Das Altmoränenland Als ungefähr 400 km langer und bis 30 km breiter Streifen zieht sich das Elbtal zwischen Hamburg und Riesa durch das Tiefland. Nur zwischen Tangermünde und Havelberg berührt es das Jungmoränenland, während sein Weg sonst durch das Altmoränenland führt. Es ist eng mit der Genese beider Räume verknüpft. Seit dem Rückzug des saalezeitlichen Inlandgletschers bildete sich das Gewässernetz der Elbe neu. Südlich des Fläming fließt sie zunächst durch das Breslau-Bremer Urstromtal. Dies verlässt sie bei Magdeburg mit dem Durchbruch zwischen Fläming und Letzlinger Heide. Bei Jerichow erreicht sie das Glogau-Baruther Urstromtal. Ihm folgt der Fluss bis Havelberg. Die dort eingeschlagene nordwestliche Fließrichtung hält er bis zur Mündung bei. Auffallend sind der etappenweise Wechsel der Hauptfließrichtung, das „Springen“ von einem Urstromtal zum anderen, sowie das Übergewicht der rechts-elbischen Nebenflüsse (asymmetrischer Strombaum). Ganz ähnlich lässt sich auch der Lauf von Weser und Oder charakterisieren. Das von der Elbe durchflossene Altmoränenland wurde in der Saaleeiszeit (vor etwa 300.000 bis 128.000 J.) mit dem Formenschatz angelegt, der aus dem Jungmoränenland bekannt ist. Erst die weichselzeitliche periglaziale Überformung schuf ein eingeebnetes Relief. Die saalezeitliche Eisrandlage ist nicht mehr als markanter Höhenzug auszumachen, die ehemals auffallenden Formen sind „gealtert.“ Die schleswig-holsteinische Geest und die Prignitz bilden einen 10 bis 50 Kilometer breiten Streifen zwischen der Marsch und dem Jungmoränenland, der von der dänischen Grenze bis zur Niederung der Dosse bei Wittstock reicht. Geest ist ein niederdeutsches Wort und bedeutet trocken, unfruchtbar. Die Geest besteht aus zwei Raumtypen. 14 Das Gebiet der Saaleeiszeit bildet die Hohe Geest. Grundmoränen, Endmoränen und Sander des Stadiums Saale II und III nehmen diesen Raum ein. Weil periglaziale Prozesse hier in der gesamten Weichselkaltzeit wirksam waren, ist das Relief so stark eingeebnet, dass selbst die warthestadiale Endmoräne kaum sichtbar ist. Der Westrand der Geest ist durch einen Geländeknick deutlich von der Marsch abgesetzt. Insgesamt zerfällt die Hohe Geest in zahlreiche isolierte Platten. Die Niedere Geest besteht aus den Schmelzwasserablagerungen der letzten Eiszeit. Sie zeichnen als Schlauch- oder Flächensander die Entwässerungsbahnen zur Nordsee nach. Flächenhaft befinden sie sich als Schleswigsche und Holsteinische Vorgeest zwischen den Alt- und Jungmoränen. Nach Osten zu setzt sich in der Prignitz diese landschaftliche Gliederung fort. Im Hagenower Land wechseln Flächensander und Altmoränenplatten ab, die u.a. von der Sude und ihren Nebenflüssen (Schaale, Rögnit) getrennt werden. Die Grundmoränenplatten sind periglazial stark eingeebnet und von Geschiebedecksand überzogen. Feuchte Niederungen, die als Reste des eiszeitlichen Urstromtalnetzes aufzufassen sind, tragen Flach- und Hochmoore (z. B. Teufelsmoor bei Bremen). Sie sind im regenreichen atlantischen Klima auf den Geestrand hinaufgewachsen und nehmen rund 30% des Raumes ein. 5. Das Münsterland 5.1. Subglaziale Erosion Die Form des Münsterlandes gliedert sich in ein niedriges flachwelliges Höhengebiet in der nördlichen Westhälfte mit kleinen nach Westen zum Rhein gerichteten Flüssen, Ost- und Südteil bilden eine große flache Wanne; sie wird nach Norden durch die Ems, nach Westen durch die Lippe entwässert Im Grenzbereich beider Flüsse fehlt eine erkennbare Wasserscheide, ein Zeichen dass nicht Ems- und Lippe-Erosion die Talwannen erodierte. Sie entstanden durch subglaziale Erosion unter der besonders wasserreichen Ost- und Südflanke des Münsterlandgletschers. Das Wasser kam teils subglazial um das Nordende des Teutoburger Waldes herum, teils durch dessen Bergpässe ins Münsterland. An der Oberfläche liegen ca. 10 m bis ca. 60 m mächtige quartäre Sedimente aus Grundmoränen, Sand, Kies, Schlaffen und Tonen. 5.2. Rinnen In den Untergrund haben subglaziale Ströme Rinnen erodiert, sie strahlen vom Nordrand nach Südwesten, Süden und Südosten aus und zeigen ehemalige Eisfließrichtungen an. Zwei besonders lange und große seien erwähnt: Westlich Bentheim die bis zum Rhein reichende süd- bis südwest gerichtete Twente-Achterhoek-Rinne östlich Bentheim die südöstlich gerichtete Rinne des Münsterländer Kiessandzuges. 5.3. Münsterländer Kiessandzug So wird ein Sandrücken bezeichnet, der in einer ca. 80 km langen in etwa 1/2 bis 1 km breiten bis ca. 30 m in die Basis aus Kalken und Mergeln eingeschnittene Rinne liegt. Er besteht aus Kies und Sand; die Rinne hat Gefälle nach Norden, ihre Sedimentfüllung wird nach Süden 15 feinkörniger, die Schüttung erfolgte von Norden in einer Höhle an der Eisbasis, also subglazial, er entstand als ein großes Os unter dem von Norden in das Münsterland eingedrungenen Inlandeis. Im Nordteil enthält der Kiessandzug eine Vielfalt grober nordischer kristalliner und sedimentärer Gerölle, am Südende kommt fast nur Sand mit wenig Kies, auffallend viel Bernstein und Geröll aus Braunkohle und Holz vor. R.SCHÄFER fand im Geschiebematerial einen Grünsandstein aus dem Helvetikum der Alpen. Dieses Stück wurde also vom Rhein in den Norddeutschen Raum befördert, dort vom Inlandeis aufgenommen und von subglazialem Schmelzwasser in den Münsterländer Kiessandzug verfrachtet. Der Verlauf des Kiessandzuges verrät Fließbedingungen des Münsterlandgletschers: Das östlich von ihm ins Münsterland eindringende Eis (Warendorfer Teilgletscher) verbreitete sich nach Süden bis Münster beträchtlich, dann aber verschmälerte es sich weiter südlich, erkennbar am Einbiegen des Kiessandzuges nach Osten, sodass das rechts (westlich) benachbarte Eis des Coesfelder Gletschers sich stärker ausbreiten konnte. Die Verkleinerung des Südendes des Warendorfer Teilgletschers ist eine Folge starker Eisschmelze an den Bergpässen des Teutoburger Waldes 6. Literatur BENDA, L. (Hrsg.): Das Quartär Deutschlands. Borntaeger Verlag. Berlin Stuttgart. 1995. HAVERSATH, J.B.: Deutschland der Norden. Westermann Verlag. Braunschweig 1997. HESEMANN, J.: Geologie Nordrhein-Westfalens. Bochumer Geographische Arbeiten 1975. LIEDTKE, H.: Eiszeitforschung. Wissenschaftliche Buchgesellschaft. Darmstadt 1990. LIEDTKE, H. und MARCINEK, J.: Physische Geographie Deutschlands. Justus Perthes Verlag Gotha GmbH. 1. Auflage. 1994. THOME, K. N.: Einführung in das Quartär. Springer-Verlag. Berlin, Heidelberg. 1998. 16
